Cap02 Procesos Fisicos Tcm7-198450

2Procesosfísicos

IntroducciónLos sistemas dunares costeros son acumulaciones sedimentarias arenosas que se sitúan en áreaspróximas a ambientes intermedios suministradores de sedimento, también arenosos o mixtos,de los que dependen estrechamente. Los campos dunares más comunes se encuentran adosa-dos a áreas de posplaya, si bien antiguos depósitos arenosos eólicos pueden estar desconecta-dos actualmente de su área fuente debido a cambios eustáticos o epirogenéticos.

El establecimiento del balance sedimentario de una playa es fundamental desde el punto devista del desarrollo de los sistemas dunares costeros, puesto que permiten determinar si el sis-tema es regresivo, está en equilibrio o es progradante.

La playa y la zona de rompientes conforman un ecosistema marino discreto que contiene pro-ductores primarios, consumidores y descomponedores, con contornos bien determinados porla playa y los sistemas circulatorios de la zona de rompientes. El campo de dunas conforma asi-mismo un ecosistema terrestre discreto con contornos formados por los límites marino yterrestre del transporte eólico y que, al igual que el ecosistema marino contiene una flora yfauna características.

El ecosistema de playa/zona de rompientes está controlado por el oleaje que remueve y trans-porta la arena, acumula el fitoplancton, bombea agua y materia orgánica en el sistema intersti-cial y mueve a los animales. Por otro lado, el viento es el motor de la dinámica del campo dedunas, transportando la arena, el aerosol salino y los detritos y enterrando la vegetación.

Para poder realizar una gestión adecuada de los sistemas dunares es necesario poseer el cono-cimiento adecuado de los procesos que acontecen en los mismos y de los efectos que las actua-ciones humanas tienen sobre su morfología y estabilidad.

En este capítulo se estudiarán en primer lugar la morfología y los procesos físicos que afectan alas playas como parte del sistema playa-duna asociada. En segundo lugar, se describen los dis-tintos tipos morfológicos de dunas que se pueden encontrar en las costas españolas así como losfactores que afectan a dicha morfología. En tercer lugar, se describen los materiales implicadosen los procesos de erosión, transporte y sedimentación. Y finalmente, se describen los procesosfísicos implicados en la deflación, transporte y sedimentación de los granos de arena.

2. Procesos físicos

2.1

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Morfodinámica de las playas2.2.1. Introducción

Las playas sufren cambios topobatimétricos bajo la acción del oleaje, corrientes y viento. Losmodelos de evolución de playas integran todas o algunas de estas dinámicas con el objetivo depredecir su evolución.

El modelado del flujo en la zona de rompientes y de la interacción flujo-sedimento para el esta-blecimiento de los modelos de transporte, sólo se puede realizar imponiendo numerosas sim-plificaciones. Como resultado, aún en el supuesto de que las acciones sean conocidas, no exis-te ningún modelo de evolución tridimensional de playas que sea capaz de predecir las variacio-nes a corto y medio plazo en el tiempo y de pequeña y media escala en el espacio. Por otro lado,es necesario tener en cuenta la naturaleza aleatoria de las acciones. Cualquier modelo de evo-lución de playas tiene que tener en cuenta esta aleatoriedad, mediante el adecuado tratamien-to estadístico de las variables de entrada y de los resultados.

En este apartado se presenta, la definición de algunos términos, conceptos, procesos y modelosinvolucrados en la descripción de la morfodinámica de playas.

2.2.2. La morfología de las playas

En esta descripción se separa la definición de las for-mas en el perfil de playa de las formas característicasen planta. Cuando la variación longitudinal de lascaracterísticas morfológicas de una playa es muypequeña, se podrá asumir que la playa es bidimensio-nal y podrá ser descrita por las características de superfil. En el caso general de que las variaciones longi-tudinales sean importantes, la playa será tridimensio-nal y se requerirá un número determinado de perfilesy su definición en planta para la descripción morfo-lógica completa de la playa.

Manual de dunas costeras

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2.2

Figura 2.2.1. Zonación y elementos del perfil de playa.

Se define Playa como la acumulación de sedimento no consolidado (arena, grava o canto roda-do) que se sitúa entre la línea de máximo alcance del oleaje en temporal y pleamar viva y unaprofundidad que corresponde a la zona donde deja de producirse un movimiento activo desedimentos debido a la acción del oleaje.


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Tabla 2.2.1. Definiciones sobre la morfología del perfil.TÉRMINO DEFINICIÓN

Perfil de playa Variación de la profundidad con la distancia a la línea de costa, en dirección normal a la misma.

Línea de costa Línea determinada por el nivel de la pleamar.

Playa seca Zona del perfil de playa comprendida entre el límite de tierra de la playa y el nivel alcanzadopor el oleaje en pleamar. Este segundo límite suele coincidir con el borde de la berma o el ini-cio del frente de playa.

Berma Zona semi-horizontal de la playa seca formada por la acumulación de sedimento debida al ole-aje. Su límite por el lado del mar es el brusco cambio de pendiente que se produce hacia el fren-te de playa, denominado borde de la berma. Cuando, tras una temporada de gran actividad deloleaje, se sucede un período de calma, una nueva berma, berma de verano se puede añadir ala anterior, berma de invierno, con un nivel horizontal inferior (debido a que el ascenso del ole-aje es inferior). Marcando la separación entre las dos bermas puede haber una zona de mayorpendiente, correspondiente al frente de playa de invierno.

Escarpe Escalón vertical en la playa seca formado por la erosión de la berma producida por un temporal.

Zona intermareal Zona de la playa comprendida entre el borde de la berma y el la línea de máxima bajamar.

Frente de playa Sección de la playa que queda expuesta a la acción del flujo ascendente y descendente del ole-aje en pleamar.

Escalón Zona de mayor pendiente que aparece en ocasiones en el límite inferior del frente de playa enplayas reflejantes durante la pleamar.

Terraza de bajamar Parte de la zona intermareal situada entre el límite inferior del frente de playa y la línea demáxima bajamar.

Canaleta de bajamar Depresión en la terraza de bajamar que puede aparecer inmediatamente por debajo del frentede playa. Suele estar asociada al seno de una barra creciente muy próxima al frente de playa.

Barra longitudinal Acumulación de arena semi-paralela a la línea de costa. Puede haber varias barras en el per-fil de la playa.

Cresta de la barra Zona de mayor elevación de la barra longitudinal.

Seno de la barra Depresión en el perfil de playa paralela a la línea de costa, asociada con la barra. Se produceinmediatamente hacia el interior de la barra.

Playa sumergida Zona de la playa comprendida entre la línea de máxima bajamar y el límite exterior del perfil.

Las playas se enmarcan dentro de la Zona Costera, que comprende el área de la plataformacontinental y de la costa en la que los procesos morfodinámicos vienen determinados por ladinámica marina. Su desarrollo hacia tierra y hacia el mar depende, por lo tanto, de la tipolo-gía de la costa, de la plataforma continental, y del clima marítimo de la zona.

2.2.2.1. El perfil de las playas

Definiciones

Las definiciones relativas al perfil están basadas en la figura 2.2.1 y se resumen en la tabla 2.2.1.

Variaciones del perfil: Playas disipativas y reflejantes

El perfil de las playas cambia constantemente como respuesta a los cambios del transporte trans-versal de sedimentos que produce la dinámica marina, especialmente el oleaje. Los cambios másnotorios son los asociados a los desplazamientos de las barras y al avance o retroceso de la berma.De entre las múltiples formas posibles de perfil, existen dos extremas que presentan una geome-tría en planta aproximadamente bidimensional: el perfil disipativo y el reflejante.

El perfil disipativo, (ver Figura 2.2.2), es característico de playas de arena fina y/o niveles deenergía elevados, (ver Foto 2.2.1). En general, la berma no es aparente y el perfil se inicia prác-ticamente en el pie de duna o en el acantilado, en su caso. La zona de rompientes es muy ampliay tiene un talud ligeramente cóncavo con pendientes bajas y sin formaciones destacables. Elperfil bajo la bajamar suele presentar una o varias barras longitudinales, con senos y crestaspoco marcados. La pendiente de la zona de asomeramiento es mayor que la de la zona rom-pientes.

El perfil reflejante, (ver Figura 2.2.3), se presenta en playas de arenas medias a gruesas, conniveles de energía bajos. En este caso, el borde de la berma marca claramente el inicio del fren-te de playa. En la playa seca pueden apreciarse restos de bermas y escarpes correspondientesa perfiles más retrasados producidos por condiciones de oleaje más energéticas. Sobre el fren-te de playa son frecuentes los beach cusps (ver foto 2.2.2) y suele existir un escalón en la parteinferior del frente de playa compuesto de materiales más gruesos, después del cual la pendien-te del perfil baja considerablemente, conservando una forma cóncava. Una plataforma de baja-mar de pendiente suave queda al descubierto en bajamar. En la playa sumergida no se apre-cian barras.


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Figura 2.2.2. El perfil disipativo.

Foto 2.2.1. Playa disipativa: Playa de Berria (Cantabria).

Figura 2.2.3. El perfil reflejante.

Foto 2.2.2. Beach cusps y rotura del oleaje en una playa reflejante en pleamar.

Entre estos dos tipos extremos de morfología del perfil se presenta toda una gama de estadosintermedios. Estos estados de playa no se pueden definir mediante un sólo perfil, pues son bási-camente tridimensionales y la morfología está fuertemente relacionada con los sistemas circu-latorios que se establecen en las playas.

Algunas playas muestran una gran variabilidad en su perfil, respondiendo a condiciones de ole-aje fuertemente variables. En latitudes templadas, las playas medianamente expuestas, con tama-ños de grano fino a medio, de 0.2 a 0.3 mm de diámetro, sufren condiciones de oleaje caracteri-zadas por fuertes variaciones estacionales y fuertes temporales invernales. Tras un período detiempo sometidas a temporales de forma repetitiva, dichas playas alcanzan una posición de semi-equilibrio que se aproxima bastante a la de las playas disipativas, y se dice que la playa ha alcan-zado su Perfil de invierno. Contrariamente, tras largos períodos de calma, más frecuentes en losmeses estivales, la playa recupera un perfil cercano al reflejante, Perfil de verano. Estos términosde 'perfil de invierno' y 'perfil de verano', son pues relativos y pueden no corresponderse, en unmomento determinado con la estación del año en la que se encuentra el citado perfil, sino con elaspecto que presenta la playa en un momento determinado.

2.2.2.2. La forma en planta de las playas

Además de la definición del perfil, la forma de una playa no queda completa sin su descripciónen planta que se realiza en función de las escalas de las mismas en las figuras 2.2.4 y 2.2.5 y enla tabla 2.2.2.


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Figura 2.2.5. Formas en la planta de gran escala.Figura 2.2.4. Formas en planta de escala media.


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Tabla 2.2.2. Formas en planta de las playas.

ESCALA FORMA DESCRIPCIÓN

PEQU

EÑA

ESCA

LA(fo

rmas

de le

cho) Rizaduras o

ripplesRizaduras del lecho producidas por el movimiento oscilatorio o las corrientes, con escala de lon-gitud de decímetros y de tiempo de formación de segundos.

Dunas y antidunas

Formas de lecho asociadas al oleaje y corrientes en la zona de rompientes, con escalas de longi-tud del orden de metros y de tiempo, de minutos.

MED

IA E

SCAL

AFi

gura

2.2

.4

Beach cusps Formas rítmicas de entrantes y salientes que se forman en el frente de playa, con longitud deonda del orden de la decena de metros. Escala de evolución: horas.

Megacusps Formas rítmicas de entrantes y salientes que se forman en el frente de playa, asociadas asecuencias longitudinales rítmicas de barras crecientes o transversales. Los entrantes en el fren-te de playa suelen estar enfrentados con los canales de retorno, mientras que los salientes coin-ciden con la zona de avance hacia tierra de la barra. Su longitud de onda es del orden de la cen-tena de metros. Escala de evolución: meses.

Barras rítmicas

Barra creciente que alterna zonas de mayor aproximación a tierra con otras más alejadas. Estasbarras son características de algunas playas intermedias y siempre están asociadas con mega-cusps en el frente de playa. Mismas escalas que megacups.

Barras crecientes

Barras claramente asimétricas, con el talud del lado de tierra con mucha más pendiente, que dellado del mar, indicando un desplazamiento de la barra hacia tierra. Mismas escalas que megacusps.

Barras transversales

Barras que se extienden en dirección aproximadamente perpendicular a la línea de costa.Frecuentemente su lado de tierra queda unido al frente de playa. Entre las barras transversalesexisten siempre canales de retorno. Mismas escalas que megacusps.

Canales deretorno

Zonas de mayor profundidad que cortan transversalmente las barras longitudinales y crecientes. Estánasociados a la hidrodinámica de las corrientes en la zona de rompientes. Mismas escalas que megacusps.

GRAN

ESC

ALA

Figu

ra 2

.2.5

Deltas Depósito arenoso de forma más o menos triangular, resultante de la interacción entre el sedi-mento aportado por un río y el transporte longitudinal generado por el oleaje.

Tómbolos Saliente de arena producido por la presencia de una isla, arrecife emergido natural o estructuraartificial, debido al cambio de la dinámica del oleaje provocado por la estructura. En el tómbolo,el saliente de arena se une a la estructura, formando un espigón natural de arena entre la costay la isla o estructura.

Salientes ohemitómbolos

Saliente de arena con el mismo origen del tómbolo o debido al encuentro de dos corrientes coste-ras opuestas. En el caso de estar producido por una estructura, el saliente no alcanza la misma.

Cordones lito-rales puntaleso flechas

Cordón arenoso paralelo a la dirección general de la línea de costa, producido por los cambios dedirección de la misma, en zonas con importante transporte longitudinal de sedimentos. En deter-minadas costas de plataforma somera, los cordones litorales pueden surgir por transporte trans-versal del sedimento. Cuando el cordón tiende a cerrar una bahía en zonas mareales o con apor-tación fluvial importante, el cordón alcanza un equilibrio con el prisma de marea o con el caudalfluvial. En zonas sin marea, o con poca aportación fluvial, el cordón puede llegar a cerrarse casicompletamente, dejando en la zona de tierra una laguna salobre o dulce denominada albufera.

Islas barrera Si un cordón litoral queda separado por dos salidas al mar de la marisma interior, se denominaisla barrera.

2.2.3. Escalas espacio - temporales de los procesos morfodinámicos

Las dinámicas actuantes sobre la playa movilizan los sedimentos y modifican la forma de lamisma. Estas dinámicas (oleaje, corrientes, variaciones del nivel medio, aportaciones fluviales,etc…) y los cambios de forma producidos son clasificables en determinadas escalas de espacioy tiempo. De esta manera, los modelos desarrollados para el estudio de la hidrodinámica, pro-cesos de transporte y cambios de forma, suelen ser válidos en escalas acotadas en un rangoespacio-temporal determinado.


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Tabla 2.2.3. Escalas espaciales y temporales típicas de algunoscambios morfológicos de las playas.

Las escalas espaciales y temporales de los procesos que actúan en una playaestán relativamente ligadas, por lo que podrían ser definidas conjuntamen-te. Sin embargo, en el diseño de las campañas de seguimiento, tiene unagran importancia la definición independiente de las medidas tanto en elespacio como en el tiempo.

En la tabla 2.2.3 se presentan las escalas espacio-temporales de algunos delos cambios morfológicos más importantes que tienen lugar en las playas.Estos cambios se han dividido en corto, medio y largo plazo o pequeña,media y gran escala, de una manera arbitraria.

2.2.4. El balance sedimentario en las playas

El establecimiento del balance sedimentario de una playa es fundamen-tal desde el punto de vista del desarrollo de los sistemas dunares coste-ros, puesto que permiten determinar si el sistema es regresivo, está enequilibrio o es progradante. En el primer caso, el sistema dunar se verásometido a retroceso, con una erosión progresiva de la duna primariadurante los temporales y mareas vivas, no recuperada en los períodos debuen tiempo (ver foto 2.2.3). La duna primaria mostrará, de esta mane-ra, fuertes pendientes del lado del mar, con derrumbes frecuentes, apare-ciendo en el pie de la misma bloques de vegetación arrancados de laduna.

En el segundo caso, se mantendrá una playa seca con un transporte eólicohacia las dunas compensado por períodos de erosión en temporales (verfoto 2.2.4). Durante los períodos de buen tiempo, suele formarse una ante-duna con vegetación incipiente, la cual se destruye en los períodos erosivos.La duna primaria, en estos casos, suele estar bien desarrollada, con unaaltura elevada.

Finalmente, en el caso de balance sedimentario positivo, la continua apor-tación de sedimento a la playa seca combinado con el transporte eólico enla misma, va produciendo cordones paralelos de antedunas a medida queuna nueva anteduna se añade del lado del mar (ver foto 2.2.5). Las dunas,en este caso, suelen ser de baja altura, progresivamente más vegetadas amedida que se avanza hacia el interior.


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Foto 2.2.4. Campo dunar en equilibrio. Liencres(Cantabria).

Foto 2.2.5. Campo dunar progradante. Espigón deHuelva.

Foto 2.2.3. Erosión de pie de duna en un campodunar en retroceso. Somo (Cantabria).

El balance sedimentario es un cómputo, en términos de macro escala, de los aportes y pérdidasexistentes en la zona de estudio. Este cómputo ha de ser tal que permita: (1) establecer las condi-ciones de contorno de los modelos de evolución, en el caso de playas abiertas, o (2) la constata-ción de que es una playa encajada sin aportes o pérdidas externas. La primera tarea a realizar enla determinación del balance sedimentario es la identificación de los elementos más relevantes,esto es, fuentes y sumideros de sedimentos, tipos de sedimentos y mecanismos de transporte.

Entre las fuentes usuales se encuentran:

• Erosión de acantilados.• Aportes fluviales.• Aportes biogénicos.• Aportes desde la plataforma continental.• Aportes debidos al viento.• Aportes humanos (regeneraciones, vertidos de dragados, ...).

Entre los sumideros usuales se encuentran:

• Sedimentación en estuarios, puertos y otras estructuras.• Sedimentación en el trasdós de la playa por el viento y/o por el oleaje.• Transporte hacia la plataforma continental.• Descomposición de la arena.• Extracción por el hombre.

Los mecanismos de transporte fundamentales a considerar son:

• Transporte longitudinal debido al oleaje.• Transporte transversal debido al oleaje.• Transporte debido a la acción de corrientes de marea y viento.• Transporte eólico.• Transporte por el hombre.

Para la realización del balance sedimentario, en lo correspondiente a la aportación desde el ladodel mar, los modelos recomendados son los de una o varias líneas, los cuales están preparadospara incorporar en ellos todo tipo de aportaciones y pérdidas al sistema (incluidas la eólicas)así como las variaciones causadas por el transporte longitudinal y transversal debido al oleajey a las corrientes.


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2.2.5. Rangos de aplicación de los modelos de utilizados en el diseño de playas

Los modelos utilizados en el diseño de playas pueden dividirse en Modelos de evolución y enModelos de equilibrio.

El campo de aplicación de estos modelos y una breve descripción de los mismos se realiza enlas tablas 2.2.4.

2.2.5.1. Modelos de evolución de playas

Los modelos de evolución tratan de determinar las modificaciones que la dinámica marinaproducirá en la playa. Estos cambios dependerán tanto de las condiciones del clima marítimo(oleaje, mareas, viento, precipitación, etc.) como de las características de las arenas de la playa(tamaño, distribución granulométrica y espacial del sedimento, densidad y composición de losgranos, etc.).

A la hora de seleccionar un modelo de evolución, es importante tener en cuenta que, en laactualidad, no existe ningún modelo capaz de describir la morfodinámica de una playa en todoel rango de escalas espacio - temporales. Por ello, es muy importante conocer la escala espacio– temporal del campo de aplicación de cada uno de los modelos.

2.2.5.2. Modelos de equilibrio de playas

Los modelos de equilibrio de playas tratan de predecir la forma media o de equilibrio de unaplaya sometida a un determinado clima marítimo. Los modelos empíricos de evolución del per-fil y los de morfodinámica pueden considerarse como una extensión de estos modelos a con-diciones medias variables a lo largo del año. En general, son modelos semiempíricos sencillos,de gran uso en ingeniería, que simplifican la forma de la playa en una línea de costa y en unperfil equilibrio. Todos estos modelos son de macroescala y largo plazo (superior a meses).


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32

Tabla 2.2.4. Modelos de evolución de playas.MODELO TIPO DESCRIPCIÓN

ANAL

ÍTIC

O-NU

MÉR

ICOS

DE

EVOL

UCIÓ

IN

Evolución ola-corriente 3D

Describen la morfodinámica en escalas de tiempo desde el orden de segundos hasta el orden de las horas. En general, son modelosque acoplan un modelo hidrodinámico tridimensional con un modelo de transporte. Su resolución espacial se encuentra en el orden delos m, por lo que no simulan las formas de microescala como ripples, dunas o antidunas. En la actualidad, y dada su complejidad numé-rica, se emplean para la determinación de la evolución de fondos en zonas singulares, como es el caso de la socavación en las proximi-dades de estructuras costeras.

Evolución ola-corrienteCuasi-3D

Se diferencian de los 3D en que utilizan un modelo de corrientes integrado en vertical y en el oleaje al que añaden un determinadoperfil vertical de velocidades.

Evolución ola-corriente 2DH

Acoplan un modelo hidrodinámico integrado vertical (2DH) con un modelo de transporte de sedimento. Tienen un campo de aplicaciónsimilar a los 3D y cuasi-3D.En general, el modelo hidrodinámico de corrientes está basado en las ecuaciones de Navier – Stokes integradas en el período del olea-je y en profundidad, por lo que su resolución temporal es superior al período del oleaje. La propagación del oleaje debe resolversemediante un modelo acoplado externo basado en la ecuación de la pendiente suave que no resuelve las interacciones no lineales entreondas que dan lugar a componentes del surf - beat. Recientemente, los modelos basados en las ecuaciones de Boussinesq permitenresolver la escala del oleaje y los movimientos medios mediante las mismas ecuaciones, por lo que la escala de tiempos puede incluirlas oscilaciones del oleaje y las interacciones onda larga – onda corta en la playa son descritas correctamente.

Evolución delperfil 2DV

Estos modelos acoplan un modelo hidrodinámico 2DV con un modelo de transporte. Como en el caso anterior, el modelo hidrodinámicopuede estar formado por un modelo externo de oleaje (en este caso sólo incluirá asomeramiento) y un modelo de corrientes prome-diado en el período del oleaje, por lo que, en este caso, su resolución temporal será superior al período del oleaje. En el caso de que elmodelo de propagación sea de Boussinesq, la hidrodinámica resolverá simultáneamente el oleaje y los movimientos medios, así comolas interacciones no lineales entre ondas. Como en el caso de los modelos anteriores, estos modelos no resuelven las formas de micro-escala como ripples, dunas y antidunas.

Evolución delperfil

Surgen como extensión de los modelos empíricos de perfil de equilibrio. El perfil se define mediante una o varias condiciones de equilibrio basadasen la dinámica del oleaje y mareas. Los parámetros del perfil se determinan mediante su relación con las condiciones de oleaje, marea y caracterís-ticas de los sedimentos. Asumiendo que las condiciones de oleaje permiten al perfil alcanzar un equilibrio, una vez conocido el clima marítimo sepuede definir una estadística de evolución del perfil de una determinada playa. Estos modelos son de macroescala, no pudiendo definir formasmenores en el perfil como son barras, escalones, escarpes, barras crecientes, etc. La escala de tiempos es de largo plazo i.e. semanas o meses.

EVOL

UCIÓ

N EM

PÍRI

COS

Evolución dela línea decosta, mode-los de una ovarias líneas

Estos modelos no tratan de resolver la compleja hidrodinámica del oleaje y corrientes en la zona de rompientes. Son modelos demacroescala, que no resuelven las formas de lecho como ripples o antidunas o las formas de media escala o macroescala comobeach cusps o megacusps (salvo que estos sean el resultado de una variación rítmica del oleaje incidente). Asimismo, la escala detiempos comienza en estados de mar, es decir, desde las horas y pueden extenderse durante toda la vida útil de la playa si es pre-ciso, por lo que convergen con los modelos de equilibrio. Los módulos que componen estos modelos suelen ser un módulo de pro-pagación de oleaje más o menos complejo, un módulo de transporte longitudinal muy sencillo y un módulo de cambio de la línea decosta también muy básico, basado en la ecuación de conservación del sedimento. Son modelos muy utilizados en la ingeniería deplayas. Entre estos modelos son de destacar los modelos de una o varias líneas.

Evoluciónmorfodinámi-ca

Son modelos empíricos para la predicción de la evolución de la forma de las playas en función de las condiciones del oleaje, mareay tipo de sedimentos. La forma de las playas se simplifica mediante la definición de una serie de “estados de playa” y las condicio-nes hidrodinámicas y de sedimentos se implementan mediante parámetros adimensionales. Debido a su sencillez, muy utilizados enla ingeniería, pues permiten determinar, de forma estadística, la calidad de la playa y la formación de formas rítmicas de media ygran escala, que no pueden ser predichas con los modelos anteriores. Al constituir los estados de playa una especie de situacionesde equilibrio de la playa con la dinámica, estos modelos son de media escala espacial y de largo plazo i.e. semanas o meses, por loque la información que proveen es de tipo estadístico.

Morfología de las dunas2.3.1. Introducción

Las dunas se crean por la interacción entre el material granular (arena) y la fuerza de corte ejer-cida por el aire en la capa límite atmosférica. La morfología de las dunas refleja: 1) las caracte-rísticas del sedimento, principalmente el tamaño del grano y 2) las características del vientosuperficial, tanto en lo que se refiere a la tensión tangencial en la superficie como a la variabi-lidad direccional del régimen anual. En la mayoría de las dunas costeras, la vegetación, detritosy los obstáculos topográficos son también factores determinantes en la formación de las dunas.A medida que la duna crece bajo la capa límite atmosférica, comienza a modificar el flujo pri-mario. Estas modificaciones juegan un papel muy importante en la determinación de la mor-fología de las dunas.

Las geometrías que resultan de la acumulación eólica son muy diversas, con escalas de tama-ños variables, muchas de ellas ampliamente referenciadas en ambientes desérticos. En el caso


33

2.3

Tabla 2.2.4. (Continuación) Modelos de equilibrio de playas

MODELO DESCRIPCIÓN

Perfil de equilibrio Estos modelos son de carácter empírico o semiempírico, se basan en alguna condición teórica de equili-brio entre la hidrodinámica y el transporte a través del perfil. El modelo de perfil de equilibrio másconocido es el de Dean, donde la forma del perfil de equilibrio es independiente de la dinámica mari-na. En los últimos años, se ha logrado definir el perfil de equilibrio en función de las condicionesmedias de la dinámica, con lo que estos modelos pueden ser utilizados como modelos de evoluciónde largo plazo.

Forma en planta deequilibrio

Al igual que en el caso de los modelos de perfil de equilibrio, éstos definen la forma de la línea decosta de una playa en función de las características medias del oleaje. Son modelos empíricos, quecon muy poca información sobre la dinámica marina permiten predecir la línea de costa media ode equilibrio, por lo que son de gran utilidad en el diseño de playas.

de la franja litoral, las dimensiones de las dunas equivalentes suelen ser comparativamentemenores, se generan geometrías específicas por la presencia de vegetación y la humedadambiental permite la estabilidad de láminas de sotavento con pendientes elevadas (hasta 40º).

Las dunas costeras son un elemento dinámico del paisaje. Las dunas crecen a partir de la arenadepositada por el oleaje en las bermas de playa. La arena de estas bermas se seca en los perío-dos de buen tiempo, pudiendo ser transportada por los vientos procedentes del mar hacia elinterior, donde la disminución de la velocidad del viento debido al mayor rozamiento inicia elproceso de acumulación de la arena, proceso que con frecuencia se ve acelerado por la presen-cia de vegetación o de obstáculos, iniciando la formación del sistema dunar. La interrelaciónentre la aportación de sedimento arenoso por el mar y la vegetación es lo que define el desarro-llo de las dunas costeras en las zonas templadas. En dichas zonas, donde la precipitación es sufi-ciente para el crecimiento de la vegetación, la morfología de los sistemas dunares tiene una rela-ción directa con la distancia desde la duna al mar, debido a que el ambiente salino y desecanteque aportan los vientos marinos y la falta de nutrientes selecciona el tipo y variedad de vegeta-ción que puede crecer en cada una de las zonas.

Las dunas costeras aparecen en todo el mundo distribuidas en una amplia variedad de regíme-nes climáticos. Las dunas costeras se forman en aquellos lugares de la costa donde hay dosrequerimientos básicos: 1) disponibilidad de aportes de arenas de playa de tamaño adecuado, y2) vientos procedentes del mar capaces de transportar las arenas hacia el interior, al menosparte del año. Estos requerimientos, junto con la participación de corrientes y oleaje, hacen queel proceso de formación y mantenimiento de dunas costeras dependa, por tanto, de una fuerterelación de los sistemas playa – duna siguiendo un modelo de proceso-respuesta. Estos dos sis-temas evolucionan mutuamente ajustados mediante el intercambio de sedimentos Sherman yBauer (1993).

La presencia de vegetación, si bien no es esencial para la formación de dunas costeras, tiene unainfluencia muy importante en la morfología dunar. La cobertura vegetal participa en la fijaciónde las arenas y modifica las características de la superficie en relación al flujo del vientoPackham y Willis (1997). Dadas las características de los sistemas dunares españoles, conside-raremos la vegetación como un elemento necesario en la génesis y desarrollo de las dunas cos-teras españolas.

En general, la vegetación puede desarrollarse sobre dunas costeras de todo tipo de climas (sóloen zonas áridas donde la precipitación media anual es menor de 50 mm no se desarrolla vege-tación sobre dunas), siendo el principal factor natural limitante los regímenes de viento de granintensidad, que provocan intensos procesos de erosión y acumulación de arenas (Tsoar, 2001).


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Sin embargo, este tipo de situaciones son infrecuentes y la mayor parte de las dunas costeras delmundo presentan vegetación que participa en el proceso de formación y evolución de las mis-mas.

Las dimensiones de las dunas costeras en cuanto a las alturas varían desde 1-2 m hasta 20-30m, aunque hay casos con alturas superiores a 100 m, con pendientes del lado de barlovento muyvariables, dependiendo de la cobertura vegetal y el carácter progradante, en equilibrio o en ero-sión del sistema dunar y con pendientes elevadas en el lado de sotavento.

En este apartado se presenta la definición de algunos términos, conceptos y procesos involu-crados en la morfología de las dunas.

2.3.2. Factores que pueden determinar la morfología de un campo dunar costero

Las dunas costeras son el resultado de la interacción entre el viento y las superficies arenosasde la playa y las dunas, por lo que las características de ambos juegan un papel determinante enla morfología del campo dunar. Estas interacciones se ven moduladas por la vegetación y elpropio crecimiento de la duna, que modifican el perfil del viento. En principio, los factores quedeterminan el tipo, alineación, tamaño y espaciado de las dunas son los siguientes (Flor, 2004):

1. Naturaleza de las arenas, especialmente su tamaño y clasificación.2. Características del régimen de vientos y de la orientación de la playa respecto a los

mismos.3. Aportación de arena al sistema dunar.4. Cubierta de vegetación.5. Topografía de la zona terrestre adyacente a la playa.6. Posición del nivel freático.7. Grado de humedad propio del la zona costera.

2.3.2.1. Influencia de la granulometría de la arena

Los rangos granulométricos, dentro de la fracción arenosa, deben ser los adecuados en laplaya, generalmente con una proporción mayoritaria de las fracciones más finas del conjuntoya que el viento se manifiesta como un agente dinámico selectivo de dichas fracciones meno-res. No obstante, vientos intensos son capaces de transportar la casi totalidad de las poblacio-nes granulométricas, pudiendo llegar a existir escasas diferencias en los tamaños medios entrela playa donante y la duna receptora.


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2.3.2.2. Influencia del régimen de vientos y orientación de la playa respecto a los mismos

La actuación de vientos soplando desde mar hacia tierra con capacidad suficiente paratransportar el sedimento fuera de la zona de influencia (oleajes y mareas) de la misma esun requisito fundamental para la formación de un sistema dunar costero ya que vientosactuando paralelamente al perfil costero solamente favorecen el transporte de deriva lito-ral y la formación de playas progradantes, pero sin campos dunares asociados. La orienta-ción de la playa con una disposición preferentemente perpendicular u oblicua a los vien-tos con mayor capacidad de transporte permite la formación de campos dunares másamplios.

En una costa, actúan varios componentes de viento dependiendo del clima marítimo. Son losvientos reinantes los que ejercen una influencia más acusada sobre el emplazamiento de sedi-mento en los campos dunares y éste es más efectivo cuanto más perpendicular sea la direccióndel flujo resultante en relación con la orientación del límite playa-duna. Además, cada compo-nente de viento, en función de su intensidad y dirección, tiende a generar una tipología geomé-trica determinada de duna.

El régimen de vientos es un factor determinante de la morfología dunar en las zonas áridas.Como se describirá posteriormente, los barjanes y las dunas crecientes se forman en presenciade vientos unimodales, las dunas lineales aparecen con vientos bimodales, mientras que lasdunas estrella se forman en regímenes de viento multimodales muy variables. Dada la preva-lencia de los vientos provenientes del mar, los barjanes y los cordones de dunas crecientes sue-len ser los que dominan las dunas costeras en áreas desiertas.

En las zonas con humedad suficiente, la vegetación tiende a estabilizar las dunas, pero cambiosen la dirección del viento y tormentas fuertes pueden modificar la forma de las dunas, resul-tando una distribución compleja de colinas y depresiones, típicas de las dunas costeras.

2.3.2.3. Relación de las formas dunares con la disponibilidad de sedimento

La disponibilidad de un volumen excedentario arenoso en el borde costero y más concretamen-te en la playa suministradora o solidaria del campo dunar adyacente, es condición indispensa-ble para la formación del campo dunar. Este condicionante es también fundamental ya que eldepósito sedimentario eólico se constituye en la reserva que la playa almacena para su super-vivencia futura ante un cambio en sentido contrario, predominantemente erosivo, en la evolu-ción de la costa.


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2.3.2.4. Influencia de la vegetación

La arena es un buen medio para el crecimiento de determinadas plantas debido a su capacidad deretención de la humedad que tiene la arena. La vegetación juega un papel determinante en la for-mación del sistema dunar costero, especialmente en las zonas con humedad suficiente para sugerminación y crecimiento. La presencia de la vegetación reduce el transporte sedimentario debi-do a que: 1) introduce una rugosidad mayor en la superficie, lo que disminuye el flujo del vientosobre la misma y 2) intercepta los granos en saltación y actúa como una superficie blanda queabsorbe una gran cantidad de energía, favoreciendo la sedimentación. La colonización vegetal delcampo dunar, representada por comunidades específicas, que se disponen en bandas paralelas allímite playa-duna, determinando la sedimentación en general y la formación de tipologías con-cretas de dunas, en particular, como los cordones dunares, montículos aislados, etc.

2.3.2.5. Influencia de la topografía de la zona terrestre adyacente a la playa (posplaya)

Es necesaria una superficie de posplaya lo suficientemente amplia para albergar y permitir lamayor sedimentación posible. Los campos dunares costeros de mayores dimensiones ocupan áreasque reúnen este requisito; suelen representar zonas supramareales de playa con bermas amplias orelieves de ladera con pendientes suaves. En muchos casos, laderas más abruptas son capaces decontener dunas cuya sedimentación termina suavizando la pendiente inicial, siempre y cuando latasa de sedimentación en la costa sea muy importante y los vientos adquieran una capacidad detransporte muy alta. En cualquier caso, este tipo de dunas ocupan áreas relativamente poco exten-sas; son muy numerosas en las costas cantábrica, gallega, gaditana y gerundense.

2.3.2.6. Posición del nivel freático

La posición del nivel freático que, en estas áreas tiende a situarse muy superficialmente, condicio-na la fijación del sedimento arenoso y su participación en el desarrollo de algún tipo de dunas,como las parabólicas en las que el amplio corredor plano entre los brazos sedimentarios es unasuperficie de no erosión ni sedimentación. También esta tabla freática impide que progrese la ero-sión por debajo, caso de las depresiones erosivas (“blowout”) de tipo subcircular y alargado.

2.3.2.7. Grado de humedad propio del la zona costera

El grado de humedad propio del borde costero por la influencia marina sobre el aire y el suelo, eneste caso actuando sobre los granos sedimentarios, dotándose de incierto grado de cohesión. Sefavorece la sedimentación definitiva de las arenas y condiciona el tipo de colonización vegetal.


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2.3.3. Morfología dunar

El tipo dunar más simple es la duna creciente o transversal, en la que el viento fluye práctica-mente perpendicular a la línea de cresta. En ausencia de vegetación y otros factores como lostopográficos, una sección transversal de dicha duna puede ser reprentada por la figura 2.3.1.

Como puede verse, la sección transversal de la duna de la figura 2.3.1 presenta una cara de bar-lovento de pendiente suave que corona en una cresta prácticamente horizontal, con un quiebrobrusco de la pendiente o borde en la cara de sotavento o de avalancha, que en general presentauna pendiente próxima a la del ángulo de reposo de la arena (34º a 40º según la humedad), convalores máximos de la pendiente en la parte superior, que van disminuyendo hacia la base o faldade la duna. Según las condiciones de viento y humedad, en determinadas ocasiones se forma una

cornisa en el borde de avalancha. En el caso de dunas móviles, el avance de la duna deja zonasde deflación cuasi-horizontales denominadas depresiones o zonas interdunares.

En las dunas costeras, la dominancia de los vientos marinos, la presencia de la vegetación yeventualmente, la erosión causada por el pisoteo, el pastoreo y la posición del nivel freáticogenera formas dunares muy diversas, algunas de las cuales se han representado en la figura2.3.2. Las formas dunares representadas en esta figura son (Flor, 2004):

A) Cordón dunar simple.B) Duna tabular, que si bien no es muy numerosa, puede sustituir al cordón dunar en deter-

minadas circunstancias; en este apartado, se han recreado dunas prismáticas o montícu-los aislados.

C) Dunas remontantes o rampantes de bajo y alto ángulo.


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Figura 2.3.1. Morfología y terminología de una duna transversal simple.

D) Barjanes.E) Dunas parabólicas o en forma de U.F) Depresión o casquete subelíptico de erosión (“blowout”) con ribete sedimentario sobre

un fondo plano por implicación de la tabla freática.G) Depresión o casquete alargado de erosión.H) Duna lingüiforme con cresta ligeramente convexa.I) Parte de un aklé, en este caso la forma protuberante de un sistema de barjanes coalescentes,

también denominados duna barjanoides; los bordes laterales constituyen barjanes verdaderos.


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Figura 2.3.2. Diversastipologías de dunascosteras. (Flor, 2004).

2.3.4. Morfología de un sistema dunar costero

2.3.4.1. Introducción

La morfología de las dunas costeras depende de la velocidad del viento (su capacidad de trans-porte), de la cantidad de arena disponible, de la fisiografía del sector costero y del tipo de vege-tación. La vegetación tiene un papel importante no sólo por su capacidad de estabilizar losdepósitos arenosos, sino también por su influencia en el flujo del viento y de arenas que éstetransporta. De forma secundaria, la frecuencia de inundaciones por agua de mar, la acción deloleaje y la dirección del viento también influyen en el desarrollo morfológico de la duna.

2.3.4.2. Morfología de los sistemas dunares costeros vegetados

El flujo del viento y de la arena se ve modificado por las características de la cubierta de la vege-tación: densidad, morfología, distribución y altura. Las densas y altas formaciones vegetales queorigina el barrón, en las costas de la Europa atlántica y mediterránea, producen dunas altas yestrechas, con una acumulación de arenas producida preferentemente en el borde expuesto alviento, debido a la fuerte reducción de la velocidad del aire y por tanto, del transporte por sal-tación. Este fenómeno genera dunas embrionarias asimétricas con mayores pendientes en elborde expuesto al viento. En otras áreas biogeográficas donde las especies formadoras de dunastienen crecimiento rastrero (Spinifex: Nueva Zelanda; Ipomoea/Cannavalia: México), la reduc-ción del flujo de aire y arenas es menor, formando dunas asimétricas con la mayor pendientesituada en el lado protegido del viento.

La formación de cordones dunares continuos se produce en zonas donde las tasas de acreciónson relativamente rápidas y la vegetación es densa y alta Hesp (2002). Los cordones dunares yaestablecidos varían ampliamente en tamaño, desde uno o dos metros hasta más de 30 m endeterminadas circunstancias. La cobertura de vegetación y el tipo de especies presentes tam-bién es muy variable y está en función de la región biogeográfica, el clima y la historia, estabi-lidad, exposición y dinámica sedimentaria existente Hesp (1991). En el caso de las dunas espa-ñolas, es de especial importancia las diferentes regiones biogeográficas y climáticas existentes,con un claro contraste de las dunas atlánticas y mediterráneas frente a las de las Islas Canarias.

Cuando un sistema dunar costero es progradante, se suelen formar una serie de cordones dunaresparalelos, desde el más joven o duna embrionaria, situado en la parte alta de la playa seca, hasta losmás antiguos, dunas grises o terciarias, que en los climas templados suelen estar completamenteestabilizados por la vegetación. Una breve descripción de los diferentes elementos que encontra-mos en una sección transversal de un sistema dunar costero se presenta en figura 2.3.3.


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Duna embrionaria

La primera línea de dunas en un sistema dunar progradante (que tiene una aportación netade sedimento hacia la duna) corresponde a la duna más joven, denominada duna embriona-ria. Esta duna está situada en una zona hostil a la vegetación debido a la alta salinidad, faltade humus y pH alcalino (8 – 9) debido a la presencia de fragmentos de conchas en la arena.Asimismo, es un ambiente muy seco, por el alto drenaje y la exposición al viento. Sólo algu-nas especies de hierbas muy especializadas pueden sobrevivir en este ambiente, por ejemplo,la Agropyron junceiforme. La cobertura vegetal es muy pequeña del orden del 20 %. Los ole-ajes de los temporales invernales pueden destruir estas proto-dunas, para volver a recons-truirse en los períodos de buen tiempo.

Anteduna o duna primaria

La anteduna o duna primaria (foredune) se sitúa inmedia-tamente detrás de la duna embrionaria. Estas dunas sonmás antiguas y altas y con frecuencia se denominan dunasblancas debido a su cobertura parcial de vegetación, delorden del 80 %. En estas dunas y en las zonas templadas,domina el barrón (Ammophila arenaria).

Depresiones interdunares

Las depresiones interdunares (dune slacks) se sitúan entrelas antedunas y las dunas principales. En las zonas tem-pladas, en invierno estas depresiones pueden estar cerca-nas o incluso por debajo del nivel freático. Esta mayordisponibilidad de agua y la protección del viento queproveen las antedunas hacen que la vegetación proliferey cubra prácticamente el suelo, lo que acelera la creaciónde humus.


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Figura 2.3.3. Corte transversal típico de un siste-ma dunar costero.

Foto 2.3.1. Anteduna parcialmente estabilizada por barrón.

Duna secundaria o duna gris

Esta duna se sitúa hacia tierra de la depresión interdunar. En la duna secundaria las condicionespara el crecimiento de las plantas son mejores. El pH de estas dunas es más reducido que en lasantedunas (entre 7,5 y 6,5) y además, hay más abrigo y el viento acarrea menos sal. Con estas con-diciones, el número de especies se incrementa, cubriendo en algunas zonas totalmente la superfi-cie arenosa. Una fina capa de humus se desarrolla a medida que las plantas se marchitan. Lahumedad y los nutrientes presentes en el humus colaboran en la colonización de esta duna.

Duna terciaria o zona de arbustos y bosque

Tras las dunas secundarias se encuentran las dunas terciarias, a menudo completamentecubiertas de arbustos en la zona más cercana al mar y bosque como vegetación climax de laszonas templadas. En la mayoría de los sistemas dunares de las zonas templadas, la vegetaciónde las dunas terciarias está controlada por los usos humanos, y raramente se encuentra la vege-tación natural. Es frecuente la utilización de estas dunas como pastos o la repoblación de lasmismas con especies foráneas como el pino marítimo, con el objetivo de estabilizar las dunas.

2.3.4.3. Sistemas dunares costeros no vegetados

En aquellas zonas costeras donde la precipitación no es suficiente para el mantenimiento de lavegetación, los sistemas dunares costeros suelen estar formados por las tipologías dunares de lasáreas desiertas, con dunas altamente móviles. Dada la prevalencia de los vientos marinos, en lazona cercana a la costa predominan los tipos dunares asociados a vientos unimodales como sonlas dunas crecientes, con sección transversal similar a la indicada en la figura 2.3.1. Si el régimende vientos es variable, pueden aparecer todos los tipos dunares asociados a las áreas desiertas:dunas transversales, lineales y de estrella, descritos en las clasificaciones del apartado 2.3.5.

2.3.5. Clasificaciones de las dunas y campos dunares

Existen muchas clasificaciones morfodinámicas en las que las dunas se ordenan por su formay relación con los vientos que las forman, especialmente por su alineación con relación al vec-tor resultante del transporte neto de sedimento. El problema de estas clasificaciones es que asu-men conocido del proceso de formación de las dunas, que es hasta la fecha incompleto. Por otrolado, el grado de cobertura vegetal y la erosión de la misma inducida por la dinámica marina,la actividad humana o la animal, introduce formas complejas en los cordones dunares costeros,por lo que no es posible apoyarse en una clasificación única.


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En este apartado, se distinguen dos tipos básicos de dunas o campos dunares costeros: los aso-ciados a los ambientes desérticos, donde la presencia de vegetación es escasa y no determinan-te en la dinámica dunar, caso de los campos dunares en las Islas Canarias y aquellos en los quela vegetación es determinante en la formación del sistema dunar.

2.3.5.1. Clasificación de las dunas costeras en ambientes desérticos no vegetados

La clasificación morfológica de McKee (1979) agrupa las dunas no vegetadas en función de suforma y del número de caras de deslizamiento, proponiendo seis grupos principales: barjanes,crecientes, lineales, reversas, estrella y parabólicas, ver figura 2.3.4.

Al mismo tiempo, dentro de cada una de estas formas principales, se pueden encontrar tresvariedades de tipos de dunas: simples, compuestas y complejas. Las dunas simples correspondena cada uno de los seis tipos básicos indicados anteriormente. Las dunas compuestas por lasuperposición de dos escalas de dunas del mismo tipo morfológico, como por ejemplo, lasuperposición de pequeñas dunas crecientes sobre las laderas de barlovento de dunas crecien-tes de mayor escala. Las dunas complejas ocurren cuando se superponen dos escalas de dunasde dos tipos diferentes, como en el caso de la formación de pequeñas dunas crecientes en loslados de grandes dunas lineales.

Además de los tipos dunares anteriores, algunos campos dunares contienen áreas con superfi-cies arenosas relativamente planas o ligeramente ondulantes denominadas sábanas de arena yen otros casos, formas de dunas bajas ondulantes sin cara de deslizamiento denominadas zibar.La interacción entre la vegetación y el sedimento o los obstáculos da lugar a la acumulación dearena a sotavento de los mismos, formándose colas de arena. Donde la arena se acumula enzonas adyacentes a obstáculos topográficos se forman dunas eco o dunas remontantes, en el ladode barlovento y dunas de proyección y dunas descendentes, en el lado de sotavento del obstácu-lo. En otras situaciones, los obstáculos o la vegetación forman montículos deposicionales, loscuales suelen tomar una tendencia longitudinal debido a la persistencia o dominancia de unade las componentes del viento; en otros casos se forman montículos o domos vegetados que seconocen como “coppice dunes”, bien representados en campos dunares con una sedimentacióndeficitaria, especialmente en costas subáridas donde crece vegetación de tipo matorral, simila-res a las desérticas.

La mayoría de los grandes tipos dunares en ambientes desérticos se pueden acomodar a la cla-sificación de Pye and Tsoar (1990). Una versión de la cual puede verse en la figura 2.3.4.


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Dunas crecientes

Los tipos de dunas más sencillos son aquellos que se forman bajo regímenes de viento carac-terizados por variaciones de dirección y sentido pequeñas. En ausencia de vegetación, lasdunas crecientes serán las formas dominantes en regímenes de viento cuasi-unidirecciona-les. Este tipo de duna es estable hasta variaciones en la dirección del viento de 15º alrededorde la dirección media. Donde la disponibilidad de arena es limitada, se formarán dunas cre-cientes aisladas o barjanes, caracterizados por una cara de barlovento de pendiente baja y unacara de deslizamiento en forma de luna creciente con los cuernos avanzando en la direccióndel viento (ver figura 2.3.4); a medida que aumenta la disponibilidad de arena, los cuernos delos barjanes se unen con los contiguos formando una cordones de dunas crecientes relativa-mente ondulantes, con la dirección principal de las crestas perpendicular a la dirección delviento y presentando claramente una cara de barlovento de suave pendiente y una cara de


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Figura 2.3.4. Tipos principales de dunas. modi-ficada de McKee (1979). Flechas: Vientos domi-nantes.

sotavento o deslizamiento con pendiente en el límite de equilibrio de la arena (ver figura2.3.4).

Si la duna sigue creciendo, pueden formarse dunas crecientes compuestas, en las que dunas cre-cientes menores se forman sobre la cara de barlovento de la duna mayor. También se pueden for-mar dunas crecientes en las caras de las grandes dunas de estrella, formando dunas complejas.

Dunas lineales

Las dunas lineales se caracterizan por su gran longitud, rectitud, paralelismo, espaciado regulary una relación elevada entre la zona de duna y la interdunar. Estas dunas son transversalmentesimétricas y en planta pueden ser sinuosas. La posición de la cresta oscila en función de lavariabilidad estacional de la dirección del viento (ver figura 2.3.4). Las dunas lineales se des-arrollan en áreas con regímenes de viento provenientes de un mismo sector pero con unaamplia variabilidad direccional, o en zonas con regímenes de vientos bi-direccionales (vientosprocedentes de dos direcciones diferentes) y muy raramente, en zonas con regímenes direccio-nales de viento complejos.

Dunas piramidales o en estrella

Las dunas en estrella se caracterizan por su gran tamaño y forma piramidal, con tres o cuatrobrazos que radian desde un pico central (ver figura 2.3.4). Cada brazo tiene una cresta sinuo-sa, con caras de avalancha que se alternan en función de la dirección del viento dominante encada temporada. La parte superior de las dunas estrella es muy pendiente, con valores entre 15ºy 30º. La base es muy ancha y con pendientes suaves, entre 5º y 10º. En los flancos inferiores sepueden formar dunas crecientes o reversas menores, dando lugar a una duna estrella comple-ja. Las dunas en estrella están asociadas a regímenes de viento multidireccionales, con un trans-porte neto anual relativamente bajo.

Dunas parabólicas

Las dunas parabólicas son comunes en muchas zonas costeras (ver foto 2.3.2) y en zonas semiá-ridas. Estas dunas se caracterizan por su forma en U con los brazos vegetados parcialmenteestabilizados y retrasados con respecto al sentido del viento de 1 a 2 Km de longitud y una zonaactiva en el cuenco de la U, con una altura entre 10 y 70 m, que avanza por avalancha (ver foto2.3.2). Las condiciones bajo las que se desarrollan las dunas parabólicas no están todavía biendeterminadas. Normalmente, están asociadas a áreas con una cubierta vegetal moderada y conrégimen de viento unidireccional.


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2.3.5.2. Clasificación de las dunas y campos dunares costeros vegetados

La inclusión de la humedad y, fundamentalmente, de la colonización vegetal son factores quedesencadenan la aparición de formas individuales y conjuntos formados por la yuxtaposiciónde una o varias formas más propias, pero no exclusivas, de las dunas costeras; algunos autoreslas refieren como dunas vegetadas en sentido amplio Goldsmith (1985), pero pueden distin-guirse algunas geometrías.

Dada la predominancia de los vientos marinos en la costa, la gran mayoría de las dunas coste-ras son de tipo creciente y en el caso de estar vegetadas, se desarrollan colas de arena y dunasparabólicas, estas últimas frecuentemente asociadas al desarrollo de depresiones o casquetes eóli-cos (blowouts) (ver foto 2.3.2).

Los depósitos costeros de arenas eólicas han dado lugar a una importante variedad de formasdunares. La clasificación de estas formaciones es también muy variada, ofreciendo esquemasdesde muy simples hasta muy elaborados, comprendiendo el sistema dunar en toda su exten-sión o sólo la zona de influencia marina directa (Pye y Tsoar, 1990).

Entre los criterios más frecuentemente utilizados en la clasificación de las dunas costeras, incor-porando algún componente de la dinámica del sistema, se incluye la consideración del balancesedimentario: Klijn (1981), propone una clasificación morfogenética (dunas costeras en des-arrollo, estables o recesivas). Psuty (1988), incorpora un modelo basado en la interacción de ladisponibilidad sedimentaria en la playa y en la duna en distintas fases del desarrollo dunar y


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Foto 2.3.2. Formación de una duna parabólica a partir de una depresión o casquete eólico.

propone una clasificación de los frentes costeros en dunas primarias y secundarias. Las dunasprimarias, caracterizadas por un intercambio sedimentario activo con la playa, constituirían lasúnicas dunas costeras reales. En presencia de una alta disponibilidad sedimentaria en la playa,la morfología resultante se correspondería con una serie de cordones costeros paralelos y depoca altura. En caso contrario, se produciría la regresión de la duna costera y una topografíadominada por entrantes de marea. De forma similar, la clasificación propuesta por Carter(1990), (ver figura 2.3.5), se basa en tres niveles cualitativos de aporte sedimentario relaciona-dos con la dinámica costera (dunas progradantes, estables y regresivas) que condiciona la mor-fología del sistema duna-playa y la composición y dinámica de la vegetación presente.

Otro grupo de clasificaciones consideran sólo aspectos ecológicos o conjuntamente la vegeta-ción y la geomorfología en la tipificación de las dunas costeras (Goldsmith, 1977 y 1985; Hespy Short, 1980 y Hesp, 1984), entre otros.

Hesp y Short (1980) y Hesp (1984) proponen una dicotomía basada en las características geo-morfológicas y ecológicas de las dunas costeras. Un tipo dunar estaría integrado por depósitoseólicos costeros incipientes, originados a partir de la acumulación de arena en torno a vegeta-ción pionera, y el segundo tipo dunar incluiría los depósitos eólicos costeros estabilizados, ori-ginados a partir de dunas costeras incipientes, donde la vegetación pionera ha sido sustituidapor otro tipo de vegetación, generalmente leñosa. Los depósitos eólicos costeros incipientes sepueden a su vez subdividir en 5 tipologías basándose en la cobertura vegetal (Short y Hesp,


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Figura 2.3.5. Criterio de clasificación de los frentes dunares costeros en base al aporte sedimentario (Modificada de Carter, 1990).

1982), (ver figura 2.3.6). En un extremo de esta subdivisión, la organización morfológica esta-ría dominada por el componente vegetal (frentes costeros fijados, paralelos a la línea de playa)y en el otro extremo, el factor dominante estaría representado por el componente eólico (cuen-cas de deflación, barjanes). Las fases intermedias se corresponderían con formas de transicióncaracterizadas por una topografía fragmentada.

Las morfologías y tipologías de dunas han sido principalmente investigadas en el Cantábricopor Flor (1980, 1981, 1983 y 1992). De tal forma que dicho autor ha diferenciado en algunasplayas de este litoral dunas de diversa índole: barjanes, dunas longitudinales y transversales,eco, parabólicas, etc. Este autor propone una clasificación con criterios diferenciales que inci-den en su geometría resultante: formas erosivas, sedimentarias y mixtas, control del relieve cir-cundante y de la posplaya, geometría, componentes direccionales del viento, dependencia de laestructura del flujo y escala de tamaños. Se engloban la mayor parte de las formas resultantesdentro de las costas templado-húmedas y, por tanto, reconocibles en el territorio peninsular einsular del estado español. En la tabla 2.3.1 se muestra la propuesta de clasificación geomorfo-lógico jerarquizada de dunas eólicas realizada por este autor, particularmente válida para cos-tas de climas templado-húmedos.


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Figura 2.3.6. Clasificación de los frentes dunares costeros propuesta por Short y Hesp (1982).


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Tabla 2.3.1. Clasificación de dunas costeras. Se mantienen la mayor parte de las deno-minaciones clásicas sobre los tipos de dunas exixtentes en la literatura (Flor, 2004).

Entre esta variedad de clasificaciones de tipos dunares costeros, en este manual se seguirá unaclasificación simple, que reconoce cuatro tipos principales: primer cordón o anteduna, casque-tes o depresiones eólicas, dunas parabólicas y mantos dunares transgresivos (ver figura 2.3.7).De estos tipos, el que es objeto de este manual es el primer cordón costero. El primer cordóncostero o anteduna, se define como un depósito de arenas paralelo a la costa, convexo, de simé-trico a asimétrico. Es el primer cordón formado en playa alta por acumulación por el viento dearena eólica con vegetación. Incluye dunas incipientes o embrionarias, primera duna estable ycordones relictos que fueron primeros cordones. Las dunas parabólicas y las depresiones sonpropias de zonas con alta intensidad de viento e intenso transporte de arenas. Las depresionesocurren cuando se destruye la vegetación, progresando el aporte de arenas hacia el interior,pudiendo dar lugar a la formación de las dunas parabólicas con forma de U o V, que avanzanhacia el interior. Los campos y mantos dunares transgresivos se forman cuando se produce uningente transporte de arenas hacia el interior por fuertes regímenes de vientos. Suelen estar des-provistos de vegetación.

2.3.6. Dinámica dunar

2.3.6.1. Introducción

La iniciación, desarrollo y morfología de equilibrio de todas las dunas está determinada por loscambios en las tasas de transporte de sedimentos en el tiempo y en el espacio que dan lugar a


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Figura 2.3.7. Tipos de dunas costeras. Bird, E.C.F. (1990).

erosión y sedimentación. Los esquemas de erosión sedimentación local pueden ser determina-dos en términos de la ecuación de continuidad del sedimento. Los mismos principios puedenser aplicados a dunas completas y a campos completos de dunas, para examinar su dinámica entérminos de balances sedimentarios. La ecuación de continuidad del sedimento:

donde h(xi; t) es la elevación de la superficie, xi (i=1, 2) son las coordenadas horizontales yqsi(xi; t) es la tasa de transporte en la dirección xi.

Como puede verse en la ecuación de continuidad, los cambios espaciales en la tasa de transpor-te de sedimentos son fundamentales para controlar la morfología de las dunas. En las áreasdonde el viento cambia estacionalmente, los patrones de erosión y sedimentación cambian conlas estaciones. Por otro lado, el desarrollo de la duna modifica la estructura del viento alrede-dor de ella, estableciéndose un equilibrio dinámico entre la morfología de la duna y el flujolocal del viento.

2.3.6.2. Iniciación de las dunas

Los procesos de iniciación de las dunas están todavía pobremente entendidos y analizados. Laformación de dunas implica la sedimentación local que dé lugar a la formación de una formade lecho que se propaga con el viento. La sedimentación implica una reducción local del cau-dal de transporte, la cual se puede producir por una convergencia de las líneas de corrientedetrás de un obstáculo, por una disminución de la velocidad del viento debido a un aumentode la rugosidad del lecho (por ejemplo, por la presencia de vegetación) o por variaciones de lamicro-topografía (cambios de pendiente, formas de lecho relictas, etc.).

Los vórtices que se generan tras los obstáculos dan lugar a formas de diferentes escalas comolas dunas sombra, generadas a sotavento de piedras o vegetación o a formas mayores como lasvenas arenosas observadas a sotavento de los cráteres en Marte. Algunos autores han sugeridoque las dunas lineales pueden generarse a partir de un núcleo de duna sombra. Grandes obstá-culos como escarpes o colinas aisladas pueden dar lugar también a la formación de dunas line-ales en la zona de sotavento. Estas dunas pueden romperse en barjanes aislados una vez quecesa la influencia del obstáculo.

Kocurek et al., (1992) han documentado la iniciación y el crecimiento de dunas en PadreIslands, Texas. El inicio de formas de lecho tiene lugar cuando las velocidades del viento se


51

i

si

dxdq

dtdh

−=

reducen entre un 37 % y un 86 % de los valores a barlovento de la zona de inicio debido a cam-bios en la rugosidad aerodinámica o micro-topografía producidos por zonas con vegetación,depresiones de erosión, topografía dunar relicta, o dunas sombra. No todos los sitios con sedi-mentación inicial desarrollan dunas, pero su crecimiento se ve favorecido por una mayor tasade sedimentación y por un incremento de la aportación de arena. Muchas protodunas peque-ñas pierden arena con vientos fuertes y algunas son eliminadas totalmente. Kokurek et al.,(1992) propone cinco etapas en la iniciación y desarrollo de las dunas con una evolución pro-gresiva de la cara de sotavento y el desarrollo de un flujo secundario con expansión y separa-ción, (ver figura 2.3.8).


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Figura 2.3.8. Etapas de la iniciación de dunas. Modificada de Kocurek et al., 1992.

1) Formación de parches irregulares de arena seca de unos pocos cm de altura,

2) Desarrollo de protodunas de 0.1 a 0.35 m de altura con ripples en toda su superficie,

3) Incremento del tamaño de las protodunas a 0.25 a 0.40 m de altura con caída de granosen la pendiente de sotavento e inicio de la divergencia de las líneas de corriente a sota-vento,

4) Barjanes de 1 a 1.5 m de altura con separación del flujo y caída de granos en la pendien-te de sotavento y

5) Líneas de dunas crecientes de 1 a 2 m de altura. Las dunas en fase de desarrollo secaracterizan por tener una pendiente de barlovento mayor que la de sotavento. El cam-bio de la expansión del flujo a la separación se produce cuando la pendiente de sota-vento excede los 22º.

Una vez que las dunas alcanzan los estadios 4 y 5, la evolución subsiguiente tiene lugar por soldadu-ra, separación, unión lateral y fusión de dunas. El crecimiento de las dunas es a expensas de las áreasinterdunares y el esquema evoluciona hasta que la relación altura/separación (peralte) tiende a 1/20.

Este proceso de crecimiento de las dunas puede verse alterado por la presencia de la vegetación,obstáculos y otros factores como los indicados en el apartado 2.3.2.

2.3.6.3. Construcción de las dunas costeras

Las dunas costeras comienzan a formarse en la zona de playa seca, la franja de playa que se encuen-tra libre del oleaje y de las mareas vivas, de costas progradantes siguiendo un proceso que incluye lassiguientes fases: 1) Se produce la germinación de semillas o se desarrollan fragmentos de plantas,como rizomas o estolones, que han sido depositados por las mareas o el viento, procedentes de otrossectores costeros o de dunas más interiores del mismo sector; 2) Los granos de arenas que se despla-zan por saltación por la playa son interceptados por la estructura aérea de la vegetación y comienzana acumularse formando pequeños montículos que crecen a medida que crece la planta sobre la quese forman.3) Cuando la abundancia de vegetación es alta, los montículos que se han formado se unendurante su crecimiento y forman una pequeña duna de generalmente 50-100 cm de altura, denomi-nada duna embrionaria o incipiente. Si la abundancia de vegetación en la playa alta es baja, el gradode desarrollo de la duna embrionaria será menor, no llegándose a formar un cordón linear continuo,sino una zona de montículos aislados o nebkas. Una nebka es una duna discreta formada alrededor


53

de una planta Nickling and Wolfe, (1994). Los materiales inertes como basuras de todo tipo, made-ros, restos de embarcaciones, etc, transportados por el oleaje a la parte alta de la playa por los tempo-rales, son también capaces de acumular arenas al servir de obstáculo al transporte de arenas por elviento, si bien son formaciones que no crecen una vez se ha enterrado el obstáculo. Estos depósitospueden aportar materia orgánica que sirva para el posterior crecimiento de la vegetación.

La formación de la duna costera continuará hasta que, o bien el sector de costa deje de ser pro-gradante, o bien comience a formarse una nueva duna embrionaria. En ambas situaciones elresultado será una disminución del aporte de arenas dejando de crecer el cordón dunar en altu-ra y anchura Hesp y Martínez (2007). En el último caso, se produce una sucesión de cordonesdunares separados por depresiones característica de numerosos sistemas dunares costeros yque refleja la cronosecuencia de formación de los mismos.

Parámetros sedimentológicos2.4.1. Introducción

La fuente fundamental de arena de las dunas costeras es el sedimento arenoso transportado porel oleaje hacia la playa, el cual está íntimamente relacionado con el balance sedimentario de lamisma. Desde un punto de vista global, la disponibilidad de sedimento es máxima en las cos-tas afectadas por las glaciaciones, donde las fluctuaciones del nivel del mar han permitido eltransporte del material de la plataforma continental hacia la costa y donde la erosión costeraprovee de abundante material arenoso, en la actualidad.

Las dunas son también numerosas en las desembocaduras de los ríos y en las bocanas de los estua-rios, donde existe disponibilidad de sedimento y capacidad de transporte hidráulico y en las barraslitorales de costas bajas. Incluso en los húmedos trópicos existen importantes campos de dunas cos-teras hasta el extremo que, en algunas islas tropicales, son el único relieve que sobresale del agua.

En este apartado se describen las características físicas de la arena de los campos dunares rela-tivo a la composición, color, forma de los granos y granulometría.

2.4.2. Composición

La arena de la dunas costeras comprende una variedad de granos de minerales: cuarzo, feldespa-to, partículas calcáreas (foraminíferos, pedazos de conchas y coral) pequeñas cantidades de mine-


54

2.4

rales de metales pesados y en las costas volcánicas, basaltos, andesitas, pumitas y otras rocas vol-cánicas. El requerimiento básico es la existencia de partículas con el equivalente hidráulico de gra-nos redondeados de cuarzo en el rango de tamaños de 2 a 0,1 mm con densidad 2650 g/m3.

2.4.3. Color

El color de las arenas de las dunas costeras oscila desde los amarillentos de las arenas cuarcífe-ras a los blanquecinos de las arenas coralinas de base caliza. En las zonas volcánicas, las arenasson grises o negras, debido al color de las rocas volcánicas de las que proceden. El color ama-rillento de las arenas cuarcíferas es consecuencia del precipitado de óxidos de hierro en losrecovecos de los granos. Como esta precipitación se produce en la duna, las arenas dunares sue-len tender a oscurecerse a medida que se encuentran más alejadas de su origen en la playa.

2.4.4. Forma de los granos

Dada la procedencia marina de la arena, la fracción gruesa de las dunas costeras (por encimade los 0,5 mm) suele estar compuesta de granos bien redondeados. Sin embargo, por debajo delos 0,25 mm, los granos apenas sufren abrasión. Dado que la fracción arenosa dominante en lasdunas es la comprendida entre los 0,125 y 0,250 mm, la mayoría de los granos en las dunas osci-lan entre sub-angulares a sub-redondeados.

Si se observa la superficie de los granos de arena de las dunas al microscopio se pueden encon-trar algunas formas características como: 1) redondeo de los bordes, 2) placas invertidas resul-tantes de la rotura del cuarzo a lo largo de los planos de fractura de la estructura cristalina, 3)depresiones alargadas resultantes de la fractura en concha debida a la colisión entre granos, 4)superficies lisas debidas a la disolución y re-precipitación de la sílice y 5) fracturas arqueadasresultantes de las colisiones y/o desgaste.

2.4.5. Distribución granulométrica

Los geomorfólogos miden el tamaño de las arenas en unidades ø, mientras que los ingenierosde costas utilizan los milímetros (mm) o las micras (µm). La relación entre las unidades ø y losmm para el tamaño del grano viene dada por la expresión:


55

φφ −=⇒−= 2)2log(

)log(mm

mm

La mayoría de las dunas costeras está formada por arenas finas a medias (tamaño medio 1.60a 2,65 ø, equivalente a 330 a 160 µm) y muy bien a moderadamente clasificadas (desviaciónestándar 0,26 a 0,55 ø, ver tabla 2.4.1), aunque existe un rango bastante amplio dentro de unamisma duna y entre dunas de diferentes costas.

Los depósitos de ripples tienden a ser relativamente más gruesos y peor clasificados que el restode los depósitos de duna porque contienen granos que han sido transportados tanto por salta-ción como por reptación. Los depósitos de caída de granos (que se depositan en la cara de sota-vento) suelen ser los más finos y mejor clasificados, ya que están compuestos sólo por granostransportados por saltación.

Los depósitos de flujo de granos suelen ser ligeramente más gruesos y peor clasificados que losdepósitos de caída de granos porque han sido re-trabajados por la avalancha, la cual lleva losgranos gruesos a la superficie. Estos granos más gruesos pueden rodar después por la cara deavalancha para acumularse en la base de la misma. Las variaciones en la distribución espacialde estos tipos de depósito eólico en las dunas, junto con los cambios en la efectividad de losprocesos de saltación y reptación sobre las pendientes, dan lugar a la aparición de los patronesde los parámetros de tamaño de grano y a una clasificación que reflejan la acción de los proce-sos de transporte de arena en las dunas.

Los parámetros de la distribución del tamaño más utilizados son el tamaño medio, la desvia-ción estándar y el sesgo o asimetría de la distribución. Cuando la distribución de tamaños seestablece en unidades ø, un sesgo positivo indica la existencia de una cola de granos finos(tamaño medio menor que la mediana) mientras que un sesgo negativo es indicativo de unacola de granos gruesos (tamaño medio mayor que la mediana).


56

Tabla 2.4.1. Terminología de la estadística gráfica de laclasificación y el sesgo de las arenas. Fuente: Folk and Ward, 1957.

CLASIFICACIÓN DESVIACIÓN ESTÁNDAREN UNIDADES Ø

SESGO SESGO EN UNIDADES Ø

Muy bien clasificada > 0,35 Sesgo muy positivo +1,0 a +0,3

Bien clasificada 0,35 a 0,50 Sesgada positivamente +0,3 a +0,1

Moderadamente bien clasificada 0,50 a 0,70 Simétrica +0,1 a -0,1

Moderadamente clasificada 0,70 a 1,00 Sesgada negativamente -0,1 a -0,3

Mal clasificada 1,00 a 2,00 Sesgo muy negativo -0,3 a -1,0

Muy mal clasificada 2,00 a 4,00

La función más utilizada para representar la distribución de tamaño del grano es la log-normal,aunque recientemente se ha propuesto la utilización de la distribución log-hiperbólica,Barndorff-Nielsen et al., 1982, (ver Tabla 2.4.2.), de la que la lognormal es una expresión asintó-tica cuando mientras . Otra distribución también utilizada esla log-sesgo Laplace, que también es expresión asintótica de la log-hiperbólica cuando .


57

Tabla 2.4.2. Funciones de densidad más utilizadas para ladistribución del tamaño de grano en dunas.

DISTRIBUCIÓN FUNCIÓN DE DENSIDAD

Log-normal ( )

⋅−

−⋅⋅⋅

= 2

2

2exp

21),;(

σµ

πσσµ

xxg

Log-hiperbólica

( )( ) ( )

( ) ( ) ( ) ( )

−⋅−+−+⋅+−

⋅⋅⋅+⋅

⋅=

2/exp

,,,;

22

3

µγφµδγφ

γφδγφδ

γφµδγφ

xx

Bxg

Log-sesgo Laplace ( ) ( ) ( ){ }( ) ( ){ }

>−⋅+

≤−⋅+=

−

−

µβµβα

µαµβαµβα

xxxxxg

/exp/exp,,;

1

1

donde B3 es la función de Bessel modificada de tercer orden y

El transporte eólico2.5.1. Introducción

Las variaciones espaciales y temporales en las tasas de transporte de arena constituyen un fac-tor determinante de la morfología y dinámica dunar. Por esta razón, es importante la compren-sión de los principios que gobiernan el transporte de la arena por el viento antes de examinarlos procesos que intervienen en la dinámica dunar. Se pueden distinguir tres tipos diferentes demovimiento en el transporte eólico, que dependen principalmente del tamaño de grano delmaterial disponible (ver Tabla 2.5.2).

2.5.2. El viento superficial

La circulación del aire es casi siempre turbulenta y consiste en remolinos de diferentes escalasque se mueven con diferentes velocidades y direcciones. Dichos remolinos turbulentos trans-fieren cantidad de movimiento por medio de procesos de mezcla turbulenta entre las diferen-tes capas del fluido, de manera que cada capa tiene diferente dirección y velocidad media.Debido a la fricción con la superficie, la velocidad en las proximidades de ésta disminuye.Cuando las partículas o las formas de la superficie tienen una rugosidad superior a 80 µm lasuperficie se considera aerodinámicamente rugosa. En estas condiciones, se forma en las pro-ximidades de la superficie una subcapa viscosa cuyo perfil no está bien descrito todavía. Encondiciones de estabilidad atmosférica, el perfil de velocidad por encima de esta subcapa visco-sa de las superficies aerodinámicamente rugosas viene dado por la ecuación de Prandtl-vonKarman:

( 1)

donde u es la velocidad media del viento a la altura z, z0 es la longitud de rugosidad superficial,u* es la velocidad de corte o fricción y 0.4 es la constante de von Karman. En estas condicio-nes, si se representa la velocidad del viento en el eje z logarítmico el perfil resultante es una rectaque intercepta al eje z a la altura z0. Con este modelo todos los perfiles convergen en (0, z0), inde-pendientemente de la velocidad del viento. Esto quiere decir que u* a una determinada alturaz aumenta al incrementar la velocidad del viento.


58

2.5

⋅=

∗0

ln1zz

uu

κ

En superficies formadas por arena, la longitud de rugosidad z0 es aproximadamente 1/30 del tamañomedio de los granos. En superficies más rugosas, la longitud de rugosidad también varía con la formay la distancia entre las diferentes partículas. En la tabla 2.5.1, se presentan algunos valores típicos dela longitud de rugosidad de varias superficies.Cuando la superficie está cubierta por vegetación o porgran cantidad de otros elementos de mayor rugosidad,el punto donde la velocidad del viento se anulaya no es la superficie del suelo, sino que se desplaza hasta una altura que depende de la altura, densi-dad, porosidad y flexibilidad de los elementos de rugosidad. Esta nueva altura se denomina altura dedesplazamiento del plano cero, d. En estas condiciones, el perfil del viento se representa por:

( 2)


59

Tabla 2.5.1. Valores típicos de la longitud de rugosidad de variassuperficies. Fuente: Blumberg and Greeley, 1993.

Tipo de superficie (m) Altura de rugosidad aerodinámica z0

PlayasConos aluviales Flujos de lava

0.00008 – 0.000130.00076 – 0.003100.00132 – 0.07351

Tabla 2.5.2. Modos de transporte eólico.MATERIAL TAMAÑO (µm)

MODO DETRANSPORTE EÓLICO

DESCRIPCIÓN DEL MOVIMIENTO

Polvo < 60 – 70 Suspensión Viajan en suspensión grandes distanciasacompañando los remolinos turbulentos de lacapa límite atmosférica. Su papel en la dinámi-ca de dunas es insignificante.

Arena finamedia

60 - 500 Saltación y reptación Saltación: Modo de transporte dominante en lossistemas dunares. Trayectorias parabólicas confuertes ángulos de salida y ángulo suave de caída.Reptación: movimiento de las partículasadyacentes a las partículas que sufren impac-to de los granos en saltación.

Arena gruesa > 500 Deslizamiento Las partículas demasiado pesadas para saltarse mueven por deslizamiento o rodadurasobre la superficie debido al impacto de losgranos en saltación. También afecta a las par-tículas menores menos expuestas

−⋅=

∗0

ln1z

dzuu

κ

La velocidad de fricción u* es proporcional a la pendiente del perfil vertical de velocidades enuna escala logarítmica estando relacionada con la tensión de corte en la superficie y con ladensidad del aire, mediante la expresión:

( 3)

Estas relaciones son representativas del perfil de velocidades para condiciones atmosféricasneutras. Si la atmósfera es inestable, el gradiente vertical de velocidad varía ligeramente con laaltura, por lo que se incrementa la tensión de corte en la superficie. En condiciones estables, latensión de corte en la superficie disminuye. Las variaciones topográficas también producenefectos importantes en los perfiles de velocidad del viento, debido a la convergencia y divergen-cia de las líneas de corriente, de manera que la variación topográfica debida a la existencia delas dunas modifica el perfil del viento, por lo que los modelos anteriores no pueden ser aplica-dos en dichas situaciones al dejar de ser log-lineales los perfiles.

2.5.3. Puesta en movimiento de la arena por el viento

2.5.3.1. El umbral de inicio del movimiento

Los granos de arena comenzarán a moverse cuando las fuerzas ejercidas por el fluido (arras-tre y sustentación) superen el efecto del peso y de la cohesión entre partículas adyacentes. Lasfuerzas de sustentación son el resultado de la disminución de la presión del fluido sobre la carasuperior de los granos y del fuerte gradiente de velocidades horizontales en las proximidadesde la superficie del grano. El peso y la cohesión de las partículas están relacionados con laspropiedades físicas de las mismas, como son el tamaño, densidad, mineralogía, forma, empa-quetamiento, contenido en humedad y la presencia o no de agentes adhesivos, como salessolubles.

Cuando la velocidad de corte sobre la partícula aumenta, las fuerzas de elevación y arrastresobre la partícula aumentan hasta que se alcanza un umbral a partir del cual se inicia el movi-miento del grano. Dicho umbral se denomina velocidad de corte de inicio de movimiento u*t

(Bagnold, 1941) dado por:

( 4)


60

( )DgAu

a

ast ⋅⋅

−⋅=

ρ

ρρ*

a

uρτ

=∗

donde A es un coeficiente empírico que depende de las características del grano (A 1 parapartículas del tamaño de las arenas) y D es el diámetro de las partículas.

Una vez que los granos son levantados, siguen una trayectoria parabólica durante la cual sonacelerados horizontalmente absorbiendo cantidad de movimiento del viento hasta que vuelvena impactar sobre la superficie. En el impacto, transmiten su cantidad de movimiento a otrosgranos que a su vez pueden salir despedidos al aire aunque en dichos granos no se haya alcan-zado la velocidad de fricción crítica. Esto quiere decir que, una vez iniciado el movimiento, elumbral de velocidad crítica de inicio de movimiento dado por (4) disminuye, correspondién-dole al coeficiente A un valor de 0,08.

2.5.3.2. Procesos de despegue de los granos

Bagnold (1941) sugirió que una vez alcanzada la velocidad de corte de inicio de movimiento,los granos de arena comienzan a rodar o a deslizarse sobre la superficie por la presión directadel viento. Una vez que las partículas adquieren velocidad, empiezan a saltar sobre la superfi-cie quedando expuestas a la acción del viento iniciándose el proceso de saltación. Un análisismeticuloso del inicio del movimiento de los granos muestra que no es necesario que los granosempiecen a rodar o a deslizar para que se produzca la saltación, sino que las diferencias de pre-sión en la superficie, actuando como fuerzas de sustentación, son suficientes para levantardirectamente los granos. A medida que aumenta la velocidad del viento, las partículas comien-zan a vibrar hasta que repentinamente se levantan de la superficie. El impacto de la caída deestos granos acelerados en el aire hace saltar a otros en un efecto cascada, de manera que elnúmero de granos en movimiento se incrementa exponencialmente. Como los granos puestosen el aire extraen cantidad de movimiento del mismo, se produce una reducción de la veloci-dad del viento en las proximidades de la superficie, por lo que llega un momento en que sealcanza un equilibrio denominado estado de saltación estacionario. Este equilibrio inicial entreel viento y los granos puestos en saltación se alcanza rápidamente en 1 ó 2 segundos; el perfildel viento se ajusta después más lentamente a las nuevas condiciones de rugosidad de la super-ficie en un período de tiempo de varias decenas de segundos. Dadas las fluctuaciones del vien-to en la superficie, es muy raro que las condiciones de perfecto equilibrio se puedan alcanzaren la naturaleza.

2.5.3.3. Efectos de las condiciones de la superficie en el despegue de los granos

La velocidad de fricción de inicio de movimiento se puede definir con bastante precisión paragranos uniformes de tamaño superior a 100 µm. Sin embargo, las arenas naturales contienengranos con rangos variables de tamaños, formas, cohesión y grado de compactación. Como


61

resultado, los umbrales de inicio de movimiento deben ser considerados como una función delas anteriores variables. Además, otros factores como la clasificación de las arenas, la pendienteo el grado de humedad de la superficie, desempeñan un importante papel en el proceso detransporte. En la Tabla 2.5.3, se presentan los efectos de algunos de estos factores.

2.5.4. Procesos de despegue de los granos

El proceso del transporte de arena por el viento puede ser visualizado como una nube de gra-nos saltando sobre la superficie. Durante el vuelo, los granos toman cantidad de movimientodel viento, parte de la cual es transferida a los granos de la superficie en el aterrizaje y otra partede la misma permite a los granos despegar de nuevo, repitiendo el proceso en lo que se deno-mina “saltación sucesiva”. Los granos impactados en la superficie también experimentan saltosde pequeña altura y avances en su posición por medio de un movimiento cercano a la superfi-cie que se denomina “reptación”. Los granos que saltan rebotan con el 50-60 % de la velocidadde aterrizaje. Por otro lado, los granos impactados alcanzan solamente alrededor de un 10% dela velocidad del grano que impacta. La reacomodación de los granos que tiene lugar en el lechodebido a la saltación genera un desplazamiento sin despegue de los granos de la superficiedenominado “arrastre superficial”.

2.5.4.1. Trayectorias de saltación

Las partículas que se mueven por saltación se caracterizan por seguir trayectorias con un ángu-lo de despegue prácticamente vertical seguido de una trayectoria parabólica tal que impactansobre la superficie con ángulos muy bajos.

La trayectoria de los granos que saltan se produce en función de cuatro fuerzas: 1) gravedad, 2)arrastre hidrodinámico, 3) efecto Magnus, debido a la rotación de los granos y 4) fuerza de susten-tación. Los ángulos de despegue son como media de 50º. Como el gradiente vertical del viento enlas proximidades de la superficie es muy fuerte, cuanto más arriba salta la partícula, mayor es lavelocidad a la que será transportada por el viento, dando lugar a trayectorias más largas. Una vezque las partículas han alcanzado su máxima altura, descienden en una trayectoria parabólica muylineal, impactando con la superficie con un ángulo promedio de unos 14º (rango entre 4º y 28º). Elángulo de impacto disminuye al aumentar la velocidad del viento y el tamaño de las partículas.Asimismo, la forma de los granos es de gran importancia en la trayectoria de saltación y en la natu-raleza de las colisiones en la superficie. Los granos aplanados tienden a saltar en trayectorias másbajas y largas comparadas con las trayectorias de las partículas redondeadas y la colisión es más efi-ciente en el mantenimiento del proceso de saltación en el caso de partículas compactas.


62


63

Tabla 2.5.3. Factores que influyen en la velocidad de cortede inicio de movimiento.

Velocidad de corte de inicio de movimiento, Bagnold (1941), ecuación (4):

( )DgAu

a

ast ⋅⋅

−⋅=

ρ

ρρ*

Efecto de la clasificación de las arenas Las arenas poco clasificadas dan lugar a una superficie aerodinámicamente más lisa,al encajarse los granos pequeños entre los grandes. El resultado es un aumento delvalor del coeficiente A.

Efecto de la pendiente localde la superficie

Las pendientes ascendentes aumentan ligeramente el valor de u*t, las pendientes des-cendentes disminuyen notablemente el valor de u*t.

Figura: Relación entre la velocidad decorte umbral de inicio de movimiento(ucr) y la pendiente de la superficie.Círculos: Medidas de campo; línea conti-nua: relación teórica determinada porDyer (1986). u*b/u*O es la relación entre lavelocidad de fricción umbral de inicio demovimiento en la pendiente u*tb y ensuperficie horizontal, u*tO. Hardisty andWhitehouse, 1988a.

Efecto del contenido de humedad Las fuerzas capilares entre los contactos de los granos húmedos aumentan la cohe-sión de la arena >u*t. w = 0,6 % u*tW = 2u*t0 en arenas de tamaño medio. w > 5 % arena inamovible por la mayoría de los vientos naturales.

Belly (1964):

Efecto de sustancias adhesivasy costras superficiales

Agentes adhesivos: lodos, arcillas, materia orgánica o sales solubles precipitadas.Pequeñas cantidades de sales solubles (especialmente cloruro sódico) > u*t.El impacto de gotas de lluvia, algas y hongos pueden formar costras superficiales >u*t.

Efecto de la rugosidad de la superficie Vegetación, gravas, etc. absorben una porción de la tensión de corte, protegiendo lasuperficie erosionable que queda debajo. El grado de protección = f(tamaño, geome-tría y espaciado horizontal). Si el espaciado horizontal es elevado, u*t disminuye debi-do a que se forman vórtices alrededor de las partículas que favorecen el despeguede los granos menores. Por el contrario, si el espaciado horizontal de los elementosde rugosidad es pequeño, la u*t aumenta debido a la protección que ofrecen los ele-mentos mayores de rugosidad.

A 0,1 (Inicio del transporte)A 0,08 (Transporte establecido)

( )wuu ttw 10** log6,08,1 ⋅+⋅=

2.5.4.2. Modificación del viento superficial por los granos en saltación

Cuando la velocidad de fricción del viento es suficiente para iniciar el proceso de saltación, el per-fil del viento cercano a la superficie se ve alterado debido a que los granos de arena que han entra-do en saltación captan cantidad de movimiento del viento, produciendo una desaceleración delmismo.Además, la tensión tangencial del viento se ve modificada por los granos de forma que dejade ser constante con la altura. El perfil de velocidades en la capa de saltación deja de ser logarítmi-ca. Bagnold (1941) demostró que la distribución de velocidades con la altura continúa siendo recta(en eje vertical logarítmico) pero los perfiles tienden a converger en un punto (foco) z’0 situado auna altura de 0,2 a 0,4 cm sobre la superficie. Por debajo de este punto de convergencia, el perfildeja de ser logarítmico y la velocidad del viento en dicha zona puede decrecer a medida que u*aumenta. El foco, z’0 puede representar la altura media de saltación de granos de granulometríauniforme. Owen (1964) planteó que de que la capa de saltación actúa incrementando la rugosidadaerodinámica en una cantidad relacionada con la velocidad de despegue de los granos, por lo quela rugosidad aparente del lecho, z’0 depende de u* durante el transporte según la expresión:

( 5)

siendo un valor empírico obtenido en experimentos realizados en túnel de viento y de mag-nitud igual a 0,02.

2.5.4.3. La capa de saltación

La mayor parte del sedimento en la nube de granos en saltación y reptación se transporta muycerca de la superficie, con una disminución exponencial del flujo de masa exponencial con laaltura. Sobre superficies constituidas por arena, la mayoría de los granos viajan en la capa situa-da a 1 ó 2 cm sobre la superficie. Sin embargo, esta altura aumenta cuando el transporte de arenase produce sobre superficies cubiertas con gravas. En cualquier caso, el tamaño del sedimentotransportado a una determinada altura tiende a aumentar con la velocidad de corte u*.

2.5.5. Ecuaciones del transporte eólico de la arena

El trabajo de Bagnold (1941), en el que se relacionaba la cantidad de arena transportada con latensión de corte ejercida por el viento, constituye la base teórica de partida de casi todas lasinvestigaciones en el campo de la determinación de las tasas de transporte eólico. Siguiendo eltrabajo de Bagnold, otros investigadores han desarrollado ecuaciones teóricas y empíricas parala descripción del transporte de sedimento por el viento (ver Tabla 2.5.4).


64

guz⋅

⋅= ∗

2

2'0 α

Un problema fundamental con la ecuación original de Bagnold es que no incluye un términoumbral y que por lo tanto, predice transporte de sedimento con velocidades de corte por deba-jo de las requeridas para el inicio del movimiento de las partículas. Por ello, Bagnold (1956)modificó su ecuación para incluir dicho término. Antes de ello, Kawamura (1951) propuso unaecuación ligeramente diferente que ya incluía una velocidad de corte umbral, u*t.

2.5.6. Controles en las tasas de transporte de sedimentos

Las expresiones del transporte eólico presentadas en la Tabla 2.5.4 corresponden al caso de lechos hori-zontales de arena, no cementada, bien clasificada y seca. Al igual que ocurría con u*t, la tasa de trans-porte también se ve modificada por estos factores. Su influencia es analizada en los siguientes aparta-dos.


65

Tabla 2.5.4. Formulaciones de transporte de arena en dunas.AUTOR FORMULACIÓN

O’Brien and Rindlaub(1936) )/,(, spiesuparauG 4130360 5

35 >⋅=

G: transporte de sedimentos en libras que pasan porpie de anchura por día. u5: Velocidad del viento enpies/s a una altura de 5 pies.

Bagnold (1941) 3∗⋅⋅⋅= u

gDdCq aρ

d = Tamaño medio de la arena en mmD = 0,25 mmC = 1,5 para arenas uniformes, 1,8 para arenas deduna naturales, 2,8 para arenas mal clasificadas y3,5 para gravas.

Kawamura (1951)

Zingg (1952)(modificado de Bagnold) C = 0,83, D = 0,25 mm

Lettau and Lettau (1978) )( **2* t

an

uuugD

dCq −⋅⋅⋅

⋅=

ρ C’ = 4,2; n varía de 0,5 a 0,75

Hsu (1974)

3*

⋅⋅=

dgu

Hq

White (1979) guu

uu

uq att ρ⋅

+⋅

−⋅=

∗2*

2**3

* 1161,2

g/s/cm

( ) ( )tta uuuu

gKq **

2** −+⋅=

ρK = 2,78 para arena moderadamentebien clasificada con d = 0,25 mm

g/s/cm

g/s/cm

g/s/cm

g/s/cm

g/s/cm

3*

4/3

ugD

dCq a ⋅⋅

⋅=ρ

410)91,442,0( −⋅⋅+−= dH

2.5.6.1. Efectos de la granulometría de la arena

La mayoría de las formulaciones de transporte contiene coeficientes empíricos que dependendel tamaño de grano y del tipo de clasificación del sedimento. Las diferencias en el transportecalculado con dichas ecuaciones pueden estar relacionadas con diferencias no documentadasen las características texturales, especialmente por la forma de los granos utilizados en los expe-rimentos. El transporte de sedimentos se calcula como una potencia de la velocidad de corte,u* pero con exponentes considerablemente diferentes del valor 3 propuesto por Bagnold (1941)y otros. El valor del exponente y por lo tanto, del flujo de sedimentos, se incrementa con la esfe-ricidad de los granos desde 2.76, para cuarcita triturada, hasta 3.42 para arena natural y 4.1 paraesferas de vidrio (Willians, 1964). Este mismo autor también demostró que a bajas velocidadesde corte (u* <75 cm/s) hay una tendencia al incremento de la tasa de transporte a medida quelos granos se hacen más irregulares.

2.5.6.2. Efectos del contenido en humedad

Como ya se ha indicado, el contenido de humedad afecta a la velocidad de corte umbral de ini-cio de movimiento. A medida que se incrementa la velocidad del viento, el efecto de la humedadse hace menos evidente, aunque las tasas de transporte son hasta un 25 % inferiores para unavelocidad de fricción de 1 m/s. Comparaciones realizadas entre las tasas de transporte calcula-das utilizando la formulación de Bagnold y datos de campo de migración en las dunas de laCosta de Oregón, indican que las tasas de transporte se ven reducidas hasta 1/3 en condicionesde humedad, Hunter et al., (1983). En la figura 2.5.1, se presenta una aproximación a la tasa deltransporte en condiciones de humedad, utilizando la formulación de Kawamura (1951) y elumbral de inicio de movimiento en condiciones de humedad de Hotta et al., (1984). En cual-quier caso, la naturaleza exacta de las relaciones entre el contenido de humedad y el transpor-te es todavía mal conocida y el papel ejercido por la evaporación en el proceso es incierto.

Una alternativa para la determinación del transporte bajo condiciones de humedad es la deproveer los límites superior e inferior al transporte, siguiendo Sherman et al., (1995). El límitesuperior del transporte bajo condiciones de humedad se puede obtener utilizando el modelo detransporte de Kawamura (1951), (ver figura 2.5.1), que facilita un valor límite superior deltransporte, modificado para arena húmeda por Hotta et al. (1984), que genera un valor conser-vador del efecto de la humedad:

( 6)


66

( ) ( )2**** 5.75.7 wuuwuu

gCq tt

aw ⋅++⋅⋅−−⋅⋅=

ρ

Como límite inferior del transporte bajo condiciones de humedad se puede utilizar una fórmu-la de transporte que facilita valores consistentemente bajos del mismo como la de Zingg (1952),(ver Tabla 2.5.4), con la corrección de humedad de Belly (1964), (ver Tabla 2.5.3), que producevalores elevados en la reducción del transporte por humedad, obteniéndose:

( 7)

donde A viene dado en la expresión (4).


67

( )

a

as

tw

a

ww

gA

wuD

ugD

dCq

ρρρ

ρ

−⋅⋅

⋅+⋅=

⋅⋅

⋅=

2

210

2*

3*

4/3

log6.08.1

Figura 2.5.1. Relación entre el flujo de masa de sedimento y el contenido de hume-dad W. Modificada de Hotta et al., 1984.

2.5.6.3. Efecto de la vegetación

Los efectos de la vegetación en el transporte de sedimentos son todavía poco conocidos.Estudios empíricos indican que el transporte de sedimentos se produce con coberturas de vege-tación de incluso el 45%. Una aproximación más rigurosa implica la evaluación de la distribu-ción de la tensión tangencial del viento entre las plantas y la superficie de arena. En ausencia degrandes elementos de rugosidad, la tensión tangencial en la superficie se puede determinar apartir de la velocidad de corte, u*, utilizando un perfil de viento log-lineal, ecuación (3):

( 8)

donde es la tensión de corte en la superficie. En el caso de superficies cubiertas con grandeselementos de rugosidad (caso de la vegetación), el perfil logarítmico no se extiende entre los ele-mentos de rugosidad, por lo que el cálculo de la tensión tangencial en la superficie se hace impo-sible. En estas situaciones, la fuerza total, F, transmitida a la superficie es igual a la suma de lasfuerzas sobre los elementos de rugosidad, Fr y sobre la superficie, Fg, de manera que:

F = Fr + Fg ( 9)

Stockton and Gillette (1990) demostraron que la tensión de corte total sobre una superficiecubierta con elementos de rugosidad podía ser repartida entre los elementos y la superficie dela siguiente manera:

(10)

donde Fr es la fuerza ejercida sobre los elementos de rugosidad, AS es el área total de la superfi-cie, Ag es el área de la superficie no cubierta por los elementos de rugosidad y es la tensiónde corte sobre la superficie no cubierta por los elementos de rugosidad. La fracción de la fuer-za total que se aplica sobre la superficie erosionable es:

(11)

donde R es la relación entre la velocidad de corte umbral de la superficie sin vegetación y lacorrespondiente con vegetación:


68

2*uas ⋅= ρτ

s

gg

s

r

s

g

g

g

s

r

AA

AF

AA

AF

AF

⋅+=⋅+= ττ

s

g

s

gg

s

r

AA

RAA

AF

⋅=⋅=

⋅− 21

τ

τ

τ

(5)

Ag/AS es un factor que describe la proporción de superficie cubierta con sedimento susceptiblede ser erosionado. El valor de R en función de la densidad y tamaño de la cubierta vegetal vienedado en función de la cobertura lateral, Lc (1), en la figura 2.5.2.


69

tv

t

uu

R*

*=

Figura 2.5.2. Relación entre la relación de tensión tangencial, R, y la cober-tura lateral de vegetación, Lc. Modificada de N. Lancaster, 1995 (después deMusick and Gillette, 1990).

(1) Cobertura lateral, Lc (Clark and Shutler 1999): Porcentaje de obstrucción promedio de 5 bloques blanco de 6,5 cm2 colocados sobreun panel cuadrado negro cuando se observa desde los cuatro puntos cardinales desde una altura de 60 cm del suelo.

2.5.6.4. Efectos de los elementos de rugosidad

En el caso de una superficie no cubierta por vegetación y con elementos de rugosidad no ero-sionables, por ejemplo, una berma de playa parcialmente cubierta por conchas grandes, la rela-ción entre las tasas de transporte y el tamaño, densidad y espaciado de los elementos de rugo-sidad está fuertemente influenciado por el efecto de la geometría de los elementos de rugosi-dad en el umbral de inicio del transporte. Greeley et al., (1974) definieron dicho umbralmediante la expresión:

( 6)

donde D es el diámetro de los granos que se transportan.

Por lo tanto, las tasas de transporte pueden ser mayores o menores en superficies con diferen-tes rugosidades, dependiendo de los valores relativos de u*, u*t y de la relación entre el diámetrode las partículas y z0. Existe un fuerte incremento en el umbral de velocidad de corte de iniciode movimiento para partículas entre 100 y 200 µm. Greeley and Iversen (1987) sugirieron queel transporte tiene lugar sólo en superficies lisas a bajas velocidades del viento; a velocidadesintermedias, el transporte tiene lugar en ambas superficies, con mayor transporte en las super-ficies lisas. Sin embargo, con altas velocidades del viento, el transporte es mayor sobre las super-ficies rugosas.

2.5.6.5. Efecto de las pendientes

La mayoría de las superficies existentes en las dunas no son horizontales, por lo que el efectode la pendiente en las tasas de transporte es, potencialmente, muy importante. Bagnold (1956)demostró que la tasa de transporte en una superficie inclinada, qi, es proporcional a:

( 7)

donde q es la tasa de transporte sobre una superficie lisa horizontal, es el ángulo de la pen-diente con la horizontal y es el ángulo de rozamiento interno de la arena. Experimentos de


70

+⋅+

⋅⋅=

2

0

2*

1ln776,01

139,0

zD

Dgu t

( )θαθ tantancos +⋅=

qqi

campo realizados por Hardisty and Whitehouse (1988a), (ver figura 2.5.3), demostraron que lastasas de transporte reales se desvían bastante de las teóricas dadas por la expresión (14) deBagnold, sugiriendo un papel más importante de la pendiente que aumenta la tasa de transpor-te cuando el viento sopla pendiente abajo y la disminuye cuando lo hace pendiente arriba.

2.5.7. Ripples de viento

Los ripples de viento (ver foto 2.5.1) pueden encontrarse en todas las superficies de arenaexcepto en aquellas en las que tiene lugar una rápida sedimentación. Los ripples son la respues-ta inicial de la superficie al transporte de la arena por el viento y se forman porque las superfi-cies lisas sobre las que se produce el transporte por saltación y reptación son dinámicamenteinestables. La formación y movimiento de los ripples de viento están fuertemente ligados a losprocesos de saltación y reptación.


71

Figura 2.5.3. Relación entre el flujo de masa de sedimento y la pendiente.Modificada de Hardisty and Whitehouse (1988a).

Los ripples suelen formarse con sus crestas perpendiculares a la dirección del viento, aunque lapendiente de la superficie puede modificar su orientación. Como pueden formarse en cuestiónde minutos, los ripples proveen información prácticamente instantánea de la dirección delviento y del transporte local. Los ripples de viento típicos tienen longitudes de onda que osci-lan entre los 50 y 200 mm y una altura de 0,005 a 0,01 m. Su longitud y altura están relaciona-das con el tamaño de los granos, su clasificación y la velocidad del viento, de manera que enarenas gruesas o gravilla (1 a 4 mm de tamaño medio) se pueden formar ripples con longitu-des de onda de 0.5 a 2 m con alturas de 0.1 m o superiores. Para arena de un determinado tama-ño la longitud de onda del ripple aumenta al incrementar la tensión de corte debida al viento.La mayoría de los ripples de viento son asimétricos en sección transversal, con una pendientede barlovento ligeramente convexa y un ángulo de 8º a 10º y una pendiente de sotavento conpendiente variable entre 20º y 30º. En todos los casos la cresta de los ripples está formada porgranos más gruesos que los del tamaño medio existente en la superficie de la esa zona.

Se han propuesto diferentes modelos para explicar la formación y geometría de los ripples. Deentre los primeros de ellos, cabe señalar el de Bagnold (1941), que relacionó la geometría de losripples con las trayectorias de saltación. Dicho modelo fue puesto en duda por primera vez porSharp (1963), que argumentó que los granos de los ripples se mueven principalmente por rep-tación.

Anderson (1987) propuso un modelo consistente basado en datos experimentales y simulacio-nes numéricas de lechos de arena para explicar el desarrollo de los ripples. Según sus resulta-dos, las arenas en saltación se componen de dos poblaciones: 1) partículas en saltación sucesi-va, con trayectorias largas y con impactos de alta energía y 2) partículas en reptación, con sal-


72

Foto 2.5.1. Ripples de viento en una duna

tos de trayectorias cortas e impactos de baja energía. Los granos en saltación sucesiva muestranuna distribución muy amplia de longitudes de salto con valores muy por encima de la longitudde onda de los ripples y con valores muy bajos de ángulos de impacto, de 1º a 2º. Esto sugiereque los granos en saltación con alta energía no contribuyen a la formación de ripples, sino queson el motor de los granos en reptación.

Utilizando un modelo simplificado de saltación eólica, Anderson pudo demostrar que un lechode arena liso es inestable ante variaciones infinitesimales en el nivel del lecho, lo que da lugar avariaciones espaciales en el flujo de masa de granos en reptación. Convergencias y divergenciasdel flujo en reptación dan lugar a la formación de ripples, siendo los de crecimiento más rápi-do aquellos que tienen una longitud de onda comprendida entre 4 y 6 veces la distancia de rep-tación. A medida que aumenta la longitud de reptación con la tensión de corte del viento, tam-bién debe aumentar la longitud de onda del ripple.

Por lo tanto, la escala de la longitud de onda de los ripples está asociada a la longitud de repta-ción. El entramado de ripples se desarrolla a partir de la fusión de pequeños y grandes ripplescon distintas velocidades de movimiento y por las fluctuaciones estadísticas en el flujo de masade los granos reptantes. Finalmente, una longitud de onda cuasi-estable predomina debido a larápida disminución en el número de fusiones entre ripples que tiene lugar a medida que creceel tamaño de los mismos.


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Cap02 Procesos Fisicos Tcm7-198450

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